Climatologia_Fisica_Cap1_Introducao_ao_Sistema_Climtico (1)

Prévia do material em texto

Capítulo 1 Introdução ao Sistema Climático
1.1 Atmosfera, Oceano, e superfície terrestre
O clima é a síntese do tempo em uma determinada região. Pode ser definido
quantitativamente usando os valores esperados dos elementos meteorológicos em um local num
determinado mês ou época. Os valores esperados dos elementos meteorológicos podem ser
chamados de elementos climáticos e incluem variáveis como a temperatura média, precipitação,
vento, pressão, nebulosidade e umidade. Na definição do clima geralmente empregamos os valores
desses elementos na superfície da Terra. Portanto pode-se caracterizar o clima de Seattle ao afirmar
que a média anual da precipitação é de 36 polegadas e a temperatura média anual é de 52°F. Pode
ser necessário muito mais informações do que as médias anuais, no entanto. Por exemplo, um
agricultor também gostaria de saber como a precipitação é distribuída ao longo do ano e quanta
chuva cairia durante os meses críticos do verão. Em uma usina hidrelétrica um engenheiro precisa
saber quanta variabilidade interanual na precipitação e no acumulo de neve deve esperar. Uma
construtora deve saber quanto isolamento instalar, o tamanho da unidade, o aquecimento ou
resfriamento necessária para fornecer o clima na região.
A importância do clima é tão básica que às vezes ignoramos isso. Se o clima não fosse mais
ou menos como é, a vida e a civilização neste planeta não teriam se desenvolvido como elas. A
distribuição da vegetação e do tipo de solo nas áreas terrestres é determinada principalmente pelo
clima local. O clima afeta vidas humanas de várias maneiras; por exemplo, o clima influencia o tipo
de roupa e moradia que as pessoas desenvolveram. No mundo moderno, com os grandes avanços
tecnológicos do século passado, pode-se pensar que o clima não constitui mais uma força capaz de
mudar o curso da história humana. É evidente, pelo contrário, que somos tão sensíveis agora quanto
às flutuações climáticas e às mudanças climáticas.
Como os sistemas de abastecimento de água, alimentos e energia estão tensos para atender à
demanda e são otimizados para as condições climáticas atuais, as flutuações ou tendências
climáticas podem causar sérias dificuldades para a humanidade. Além disso, como a população
cresceu para absorver a produtividade agrícola máxima em grande parte do mundo, o número
absoluto de vidas humanas em risco de fome durante as anomalias climáticas nunca foi tão grande.
Além das flutuações naturais de ano para ano no clima, que são um aspecto importante do clima,
devemos nos preocupar com os efeitos das atividades humanas na produção de tendências de longo
prazo no clima. Agora está claro que os humanos estão afetando o clima local e nossa influência no
clima global aumentará no futuro. As ações da humanidade que podem influenciar o clima global
incluem alterar a natureza da superfície da Terra e a composição da atmosfera da Terra.
O clima superficial da Terra é variado, variando do calor dos trópicos ao frio das regiões
polares e da seca de um deserto à umidade de uma floresta tropical. No entanto, o clima da Terra é
favorável à vida e criaturas vivas existem em todos os extremos climáticos. O clima de uma região
depende da latitude, altitude e orientação em relação aos corpos d'água, montanhas e direção do
vento predominante. Neste livro, estamos preocupados principalmente com o clima global e sua
variação geográfica em escalas de centenas a milhares de quilômetros. A fim de enfocar essas
questões globais, as variações climáticas em escalas espaciais horizontais menores que várias
dezenas de quilômetros recebem apenas uma discussão mínima.
O clima da Terra é definido em termos de elementos meteorológicos mensuráveis. Os
elementos meteorológicos de maior interesse são temperatura e precipitação. Esses dois fatores
juntos determinam em grande parte as espécies de plantas e animais que sobrevivem e prosperam
em um determinado local. Outras variáveis também são importantes, é claro. A umidade, a
quantidade de vapor de água no ar, é um fator climático crítico que está intimamente relacionado à
temperatura e à precipitação. A co-dessensibilização da água na atmosfera produz nuvens de
gotículas de água ou partículas de gelo que alteram grandemente as propriedades radiativas da
atmosfera. A nebulosidade influencia a quantidade de radiação solar que atinge a superfície e a
transmissão da radiação terrestre através da atmosfera. A ocorrência de nuvens é importante em si
mesma para a aviação e outras atividades, mas as nuvens também desempenham um papel na
determinação tanto da precipitação quanto da temperatura da superfície. A velocidade média e a
direção do vento são considerações importantes para o clima local, a dispersão da poluição do ar, a
aviação, a navegação, a energia eólica e muitas outras finalidades. O sistema climático da Terra
determina a distribuição de energia e água perto da superfície e consiste principalmente na
atmosfera, nos oceanos e na superfície terrestre. O funcionamento deste sistema global é o tópico
deste livro (Fig. 1.1).
Figura 1.1 Terra vista em 6 de julho de 2015 pela câmera de imagens policromáticas da Terra da
NASA, a bordo do NOAA, a um milhão de milhas da Terra.
1.2 Temperatura Atmosférica
A temperatura é a variável climática mais amplamente reconhecida. A temperatura média
global na superfície da Terra é de 288 K, 15ºC ou 59°F. A gama de temperaturas encontradas na
superfície é favorável para as formas de vida que se desenvolveram na Terra. Os extremos da
temperatura da superfície gravada variam da temperatura mais fria de -89.2ºC (-128,6ºF) na Vostok,
na Antártida até a temperatura mais quente de 56.7°C (134ºF) na Furnance Creek Ranch no Vale da
Morte, California. Estes extremos de temperatura refletem a conhecida diminuição da temperatura
dos trópicos, onde ocorrem as temperaturas mais quentes, para as regiões polares, que são muito
mais frias. Tanto a alta temperatura no Vale da Morte quanto a baixa temperatura em Vostok
também resultam em parte da diminuição da temperatura com a altitude, porque o Vale da Morte
está abaixo do nível do mar e a Vostok está 3450 m acima do nível do mar. 
Figur 1.2 As principais zonas da atmosfera definidas de acordo com o perfil de temperatura do
perfil da atmosfera padrão a 15ºN para condições médias anuais. [Dados dos Suplementos
Atmosféricos Padrão dos EUA (1966).]
Uma característica importante da distribuição de temperatura é o declínio da temperatura
com a altura acima da superfície na mais baixa 10-15. km da atmosfera (Fig. 1.2). Esta taxa de
declínio, chamada lapse rate, é definida por
Γ ≡−
∂ T
∂ z
1.1
onde T é a temperatura e z é altitude. O lapse rate médio troposférico global é de cerca de 6.5 K km-
1, mas o lapse rate varia com a altitude, a estação e a latitude. Na estratosfera superior a
temperatura aumenta com a altura até cerca de 50 km. O aumento da temperatura com altura que
caracteriza a estratosfera é causado pela absorção da radiação solar pelo ozônio. Acima da
estratopausa, a cerca de 50 km, a temperatura começa a diminuir com a altura na mesosfera. A
temperatura da atmosfera aumenta rapidamente acima de cerca de 100 km devido ao aquecimento
produzido pela absorção da radiação ultravioleta do sol, que dissocia as moléculas de oxigênio e
nitrogênio e ioniza os gases atmosféricos na termosfera.
A diminuição da temperatura com a altitude na troposfera é crucial para muitos dos
mecanismos pelos quais o calor da temperatura da superfície da Terra é mantido. O lapse rate na
troposfera e os mecanismos que a mantêm também são centrais para a determinação da
sensibilidade climática, como discutido no Capítulo 10. O lapse rate e a temperatura na troposfera
são determinadas principalmente por um balanço entre o resfriamento radiativo e a convecção de
calor de a superfície.A distribuição vertical da temperatura varia com a latitude e a estação do ano.
No equador, a temperatura diminui com a altitude até cerca de 17 km (Fig. 1.3). A tropopausa
tropical é a parte mais fria dos 20 km mais baixos da atmosfera na média anual. Nas latitudes média
e alta, a temperatura da estratosfera inferior é quase independente da altura. Nas latitudes média e
alta, a temperatura da estratosfera inferior é quase independente da altura. O lapse rate troposférico
em latitudes polares é menor do que é mais próxima do equador. 
Figura 1.3 Perfis de temperatura média anual para os 25 km mais baixos da atmosfera em três faixas
de latitude. [Dados do ERA-Interim.]
No inverno e na primavera, em altas latitudes, a temperatura realmente aumenta com a altitude na
baixa troposfera (Fig. 1.4). Uma região de lapse rate negativo é chamada de inversão de
temperatura. A inversão da temperatura polar tem implicações importantes para o clima das regiões
polares. Surge porque a superfície esfria muito eficientemente através da emissão de radiação
infravermelha na ausência de insolação durante a escuridão do inverno. O ar não emite radiação tão
eficientemente quanto a superfície, e o calor transportado para o pólo na atmosfera mantém o ar na
baixa troposfera mais quente que a superfície.
Figura 1.4 Variação sazonal dos perfis de temperatura a 75ºN. [Dados de Oort (1983).
A variação da temperatura média zonal com latitude e altitude é mostrada na Fig. 1.5. no
inverno do Hemisfério Sul (Junho, Julho e Agosto, JJA), a estratosfera polar é mais fria que 180K e
é o lugar mais frio da atmosfera, ainda mais frio que a tropopausa tropical. A estratosfera do
Hemisfério Norte não fica tão fria, em média, porque as ondas planetárias de Rossby geradas pela
topografia da superfície e pelas variações de temperatura da superfície leste-oeste transportam o
calor para o polo durante os eventos súbitos de aquecimento estratosférico.
As variações geográficas e sazonais da temperatura da superfície são mostradas na Fig. 1.6.
A temperatura da superfície é maior perto do equador, onde excede 296 K (23 ° C) através de uma
ampla faixa de latitudes em todas as estações. Fora desta correia, a temperatura da superfície
diminui gradualmente em direção aos dois polos. Os interiores dos continentes do norte tornam-se
muito frios durante o inverno, mas são mais quentes que as áreas oceânicas na mesma latitude
durante o verão. As variações sazonais da temperatura da superfície nos interiores da América do
Norte e da Ásia são muito grandes (Fig. 1.6). A variação sazonal no Hemisfério Sul é muito menor
devido à maior fração da superfície coberta pelo oceano. A menor variação sazonal da temperatura
do ar nas latitudes médias do Hemisfério Sul está associada à maior fração de superfície coberta
pelo oceano. O oceano armazena calor de forma muito eficaz. Durante o verão, armazena o calor
fornecido pelo sol. Como uma grande quantidade de calor é necessária para elevar a temperatura da
superfície dos oceanos, a insolação de verão eleva a temperatura da superfície em apenas uma
pequena quantidade. Durante o inverno, uma grande quantidade de calor é liberada para a atmosfera
com uma mudança relativamente pequena na temperatura da superfície do mar. As áreas terrestres
aquecem e esfriam muito mais rapidamente do que os oceanos (ver Capítulo 4).
Figura 1.5 Temperatura média zonal (K) em função da latitude e altitude para as estações (a) de
dezembro, janeiro, fevereiro (DJF) e (b) junho, julho e agosto (JJA). Dados da Reanálise do ERA
40.
Figura 1.6 Mapa global da temperatura da superfície de janeiro e julho e julho menos janeiro. Dados
da reanálise do ERA-Interim.
1.3 Composição Atmosférica
A composição da atmosfera é um fator determinante do clima da Terra. A interação dos
gases atmosféricos com a energia radiante modula o fluxo de energia através do sistema climático.
A atmosfera tem uma massa de cerca de 5,14 x 1018 kg, que é pequena em comparação com a massa
do oceano, 1,39 x 1021kg, e a terra sólida, 5,98 x 1024kg. O ar atmosférico seco é composto
principalmente de nitrogênio molecular (78%) e oxigênio molecular (21%). O próximo gás mais
abundante na atmosfera é o argônio (l%), um gás nobre inerte. Os gases atmosféricos que são
importantes para a absorção e emissão de energia radiante compreendem menos de 1% da massa da
atmosfera. Estes incluem vapor de água (3,3 x 10-3 do total da massa da atmosfera), dioxido de
carbono (5.3 x 10-7), e ozônio (6.42 x 10-7) em ordem de importância para a temperatura da
superfície, seguido por metano, óxido nitroso e uma série de outras espécies menores (Tabela 1.1 ).
Tabela 1.1 Composição da Atmosfera
*valores de constituintes trçaos válidos em 2011 (ppmv = 10-4, ppbv = 10-9, pptv = 10-12).
1.4 Balanço Hidrostático
A atmosfera é composta de gases mantidos próximos à superfície do planeta por gravidade.
As forças verticais que atuam na atmosfera em repouso são a gravidade, que puxa as moléculas de
ar para o centro do planeta, e a força de pressão, que tenta empurrar a atmosfera para o espaço.
Essas forças estão em equilíbrio para uma aproximação muito boa e, ao equacionar a força do
gradiente de pressão e a força da gravidade, obtém-se o equilíbrio hidrostático. Como a força é a
aceleração da massa, podemos expressar o equilíbrio da força vertical por unidade de massa como
uma equação entre a aceleração da gravidade, g, e a aceleração ascendente que seria causada pelo
aumento da pressão em direção ao solo, se a gravidade não fosse presente para se opor.
g=−
1
ρ
dp
dz
1.2
Para um gás ideal, a pressão (p), a densidade (ρ) e a temperatura (T) são relacionadas pela) e a temperatura (T) são relacionadas pela
fórmula
p= ρ RT1.3
onde R é a constante de gás. Após algum rearranjo, (1.2) e (1.3)
dp
p
=−
dz
H
1.4
onde
H=
RT
g
=escalade altura1.5
Se a atmosfera é isotérmica, então a temperatura e a altura da escala são constantes e a
equação hidrostática pode ser integrada da superfície, onde p = ps = 1.01325 x 105 Pa, a uma altura
arbitrária, z, produzindo uma expressão para a distribuição de pressão com altura.
p= ps e
− z /H1.6
A pressão diminui assim exponencialmente para longe da superfície, declinando por um
fator de e-1 = (2.71828)-1 = 0.368 a cada escala de altura. A altura da escala para a temperatura média
da atmosfera da Terra é de cerca de 7,6 km. A figura 1.7 mostra a distribuição da pressão
atmosférica com a altitude. A pressão é maior na superfície e diminui rapidamente com a altitude,
de acordo com o declínio exponencial dado por (1.6). Podemos reorganizar (1.2) para ler
dm ≡ ρ dz=−
dp
g
 1.7
A massa, dm, entre duas altitudes está relacionada à mudança de pressão entre esses dois
níveis. Por causa do equilíbrio hidrostático, a massa total da atmosfera pode estar relacionada à
pressão da superfície média global.
Massa Atmosférica=
ps
g
=1.03 x 104 kg m− 21.8
Figura 1.7 Distribuições verticais de pressão de ar e pressão parcial de vapor de água como funções
de altitude para condições globais e médias anuais. Os valores foram normalizados dividindo-se
pelos valores de superfície de 1013,25 e 17,5 mb (milibares), respectivamente.
A coluna vertical acima de cada metro quadrado da superfície da Terra contém cerca de 10.000 kg
de ar.
Como o clima da superfície é de interesse primário, e porque a massa da atmosfera está
confinada a algumas alturas de escala da superfície, ou várias dezenas de quilômetros, a atmosfera
mais baixa que é de maior importância para o clima. Por essa razão, a maior parte deste livro será
dedicada a processos que ocorrem na troposfera, na superfície ou no oceano. A estratosfera tem
alguns efeitos importantes no clima, no entanto, e estes serão descritos quando apropriado.
1.5 Humidade Atmosférica
A umidade atmosférica é a quantidade de vapor de água transportada no ar. Pode ser medido
como pressão de vapor, razão de mistura ou umidade específica.A umidade específica é a razão
entre a massa de vapor e a massa de ar total, enquanto a razão de mistura é a razão entre a massa de
vapor e a massa de ar seco. A atmosfera deve levar embora a água evaporada da superfície e
fornecer água às áreas de chuva. A água que flui da terra para os oceanos através dos rios foi trazida
para as áreas terrestres pelo transporte de umidade na atmosfera como vapor dágua. O vapor d’água
atmosférico também é o gás de efeito estufa mais importante da atmosfera. O vapor de água se
condensa para formar nuvens, que podem liberar a chuva e também são extremamente importantes,
tanto refletindo a radiação solar quanto reduzindo a radiação infravermelha emitida pela Terra.
Figura 1.8 Perfis de umidade específica em função da pressão, para condições médias anuais como
(a) Gráficos de linhas e (b) Gráficos de contorno. Dados do ERA-Interim.
A pressão parcial do vapor de água na atmosfera diminui muito rapidamente com a altitude
(Fig. 1.7). A pressão parcial do vapor de água diminui para metade do seu valor de superfície em 2
km acima da superfície e para menos de 10% do seu valor de superfície a 5 km. O vapor de água
atmosférico também diminui rapidamente com a latitude (Fig. 1.8). A quantidade de vapor de água
na atmosfera no equador é quase 10 vezes maior do que nos pólos.
O rápido declínio para cima e em direção à água na abundância de vapor de água na
atmosfera está associado à forte dependência da temperatura da pressão de vapor de saturação. A
pressão de vapor em equilíbrio com uma superfície molhada aumenta muito rapidamente com a
temperatura. A dependência da temperatura da pressão de saturação do vapor de água sobre a
superfície da água é governada pela relação Clausius-Clapeyron.
des
dT
=
L
T (α v − α1 )
1.9
Em (1.9), es é a pressão de vapor de saturação acima de uma superfície líquida plana, L é o
calor latente de vaporização, T é a temperatura em K e α representa o volume específico do vapor αv
e líquido e αl formas de água. A relação de Clausius-Clapeyron pode ser manipulada para expressar
a mudança fracionária da pressão de vapor de saturação Δees/es, assim, a umidade específica na
saturação, q*, para a mudança fracional de temperatura. A umidade específica está relacionada à
pressão do vapor de água aproximadamente q≃0.622
e
p
.
Δeq*
q*
=
Δe es
es
≈(
L
Rv T )
ΔeT
T
=r
ΔeT
T
1.10
onde Rv é a constante dos gases para o vapor dágua.
Figura 1.9 Pressão de vapor de saturação e umidade específica como funções de temperatura na
pressão padrão.
Para condições terrestres, T 260 K, e o fator ∼260 K, e o fator r é aproximadamente 20. Isto significa que
uma mudança de 1% na temperatura de cerca de 3 K resultará em uma mudança de 20% na pressão
de vapor de saturação, ou cerca de 7% para 1 K Se a umidade relativa (a relação entre a umidade
específica real e a umidade específica de saturação) permanecer fixa, então o vapor de água real na
atmosfera aumentará em 7% para cada aumento de 1 K de temperatura. Este rápido aumento
exponencial da pressão de saturação com a temperatura pode ser visto mais explicitamente se
considerarmos a solução aproximada para (1.9) pressão e temperatura válidas próximas a padrão de
1013.25 hectoPascals (hPa) e 273 K.
es ≡6.11 ⋅exp { LR v (
1
273
−
1
T )}1.11
A dependência exponencial da pressão de vapor de saturação na temperatura expressa por (1.11) é
mostrada na Fig. 1.9.
1.6 O oceano do mundo
A atmosfera contém uma pequena fração da água total no sistema climático, cerca de uma
parte em 10 5. A maior parte da água superficial da Terra está contida nos oceanos e em folhas de
gelo (Tabela 1.2). A Terra contém cerca de 1,35 × 109 km3 de água, dos quais cerca de 97% é água
do mar. Como todos os oceanos estão conectados em algum grau, podemos pensar neles
coletivamente como o oceano do mundo. O oceano mundial é um elemento-chave do sistema
climático físico. O oceano cobre cerca de 71% da superfície da Terra até uma profundidade média
de 3730 m. O oceano tem uma tremenda capacidade de armazenar e liberar calor e produtos
químicos nas escalas de tempo das estações ao longo dos séculos. As correntes oceânicas
movimentam o polo de calor para resfriar os trópicos e aquecer os extratrópicos. O oceano mundial
é o reservatório de água que fornece vapor de água atmosférico para chuva e neve sobre a terra. O
oceano desempenha um papel fundamental na determinação da composição da atmosfera através da
troca de gases e partículas através da interface ar-mar. O oceano remove o dióxido de carbono da
atmosfera e produz oxigênio molecular, e participa de outros ciclos geoquímicos importantes que
regulam o ambiente da superfície da Terra.
Tabela 1.2 Água na Terra
A temperatura no oceano geralmente diminui com a profundidade de uma temperatura muito
próxima da temperatura do ar da superfície para um valor próximo ao ponto de congelamento da
água no oceano profundo (Fig. 1.11). Uma camada superficial fina e bem misturada é agitada por
ventos e ondas de forma tão eficiente que sua temperatura e salinidade são quase independentes da
profundidade. A maior parte da mudança de temperatura ocorre na termoclina, uma região de rápida
mudança de temperatura com profundidade no primeiro quilômetro do oceano. Abaixo da
termoclina há uma camada profunda de temperatura quase uniforme. Nas latitudes média e alta, a
camada mista é fina no verão e no inverno (por exemplo, 45°N na Fig. 1.11).
Figura 1.11 Perfis de temperatura potencial média anual para várias latitudes e em função da
profundidade em metros para (a) fevereiro e (b) agosto. Dados MIMOC.
A salinidade da água do mar é definida como o número de gramas de sais dissolvidos em um
quilograma de água do mar. A salinidade no oceano aberto varia de cerca de 33 g kg-1 a 38 g kg-1. Na
água do mar com uma salinidade de 35 g kg-1, cerca de 30 g kg-1 são compostos de sódio e cloreto
(Tabela 1.3). Salinidade é um importante contribui para variações na densidade da água do mar em
todas as latitudes e é o fator mais importante em altas latitudes e no oceano profundo, onde a
temperatura está próxima do ponto de congelamento da água. Variações na densidade da água do
mar impulsionam a circulação nas profundezas oceânicas, o que é crítico para o armazenamento e
transporte de calor e para a recirculação de nutrientes necessários à vida. A salinidade do oceano
global varia sistematicamente com a latitude nas camadas superiores do oceano (Fig. 1.12). Em
latitudes subtropicais (10 a 30 °), a salinidade superficial é grande porque a evaporação excede a
precipitação e deixa a água do mar enriquecida em sal. 
Figura 1.12 Perfis de salinidade durante fevereiro para vários locais. Dados MIMOC.
Nas latitudes média e alta, a precipitação de água doce excede a evaporação e, portanto, as
salinidades da superfície são bastante baixas. Perto do equador, uma fina camada de água doce
proveniente da precipitação fica mais abaixo de água salgada. No oceano profundo, as variações da
alinidad são muito menores do que perto da superfície, porque as fontes e sumidouros de água doce
estão à superfície e a água profunda vem de algumas áreas em altas latitudes. O Atlântico é muito
mais salgado do que o Pacífico em quase todas as latitudes e, por essa razão, a formação de água
fria e salgada que pode afundar no fundo do oceano é muito mais predominante no Atlântico do que
no Pacífico (ver Capítulo 7).
1.8 A Criosfera
Todo o gelo perto da superfície da Terra é chamado de criosfera. Cerca de 2% da água da
Terra é congelada e esta água congelada constitui cerca de 80% da água doce. A maior parte da
massa de gelo está contida nas grandes camadas de gelo da Antártida (89%) e na Groenlândia
(8,6%) (Tabela 1.4). Para o clima, muitas vezes não é a massa de gelo que é de importância
primária, mas sim a área da superfície que é coberta por gelo de qualquer profundidade. Isso ocorre
porque ogelo da superfície de qualquer profundidade geralmente é um refletor muito mais eficiente
da radiação solar do que a superfície subjacente. Além disso, o gelo marinho é um bom isolante e
permite que a temperatura do ar seja muito diferente da da água do mar sob apenas alguns metros de
gelo marinho. Atualmente, o gelo (perene) durante todo o ano cobre cerca de 11% da área terrestre e
7% do oceano mundial. Durante algumas estações, a quantidade de terra coberta pela cobertura de
neve sazonal excede a área coberta pela cobertura de gelo perene. As áreas de superfície cobertas
por mantas de gelo, neve sazonal e gelo marinho são comparáveis. As placas de gelo cobrem cerca
de 16 × 106 km2, neve sazonal de cerca de 50 × 106 km2 e gelo marinho até 23 × 106 km2.
TABELA 1.4 Inventário Global Estimado de Terra e Gelo Marinho
O volume de água no solo que anualmente congela e degelo na superfície do permafrost (camada
ativa), e em regiões sem permafrost, mas com sub-congelamento de temperaturas no inverno não
está incluído nesta tabela.
Após Untersteiner (1984); impresso com permissão da Cambridge University Press.
1.8 A Superfície Terrestre
Embora a superfície terrestre cubra apenas 29% da Terra, o clima sobre a superfície terrestre
é extremamente importante para nós porque os seres humanos são criaturas que habitam a terra. Os
grãos de cereais são a fonte de alimento mais importante do mundo e fornecem cerca de metade das
calorias do mundo e grande parte da proteína. Cerca de 80% da proteína animal consumida pelos
seres humanos vem de carne, ovos e produtos lácteos, e apenas 20% de frutos do mar.
Sobre a superfície da terra, a temperatura e a umidade do solo são os principais
determinantes da vegetação natural e do potencial agrícola de uma determinada área. A vegetação, a
cobertura de neve e as condições do solo também afetam o clima local e global, de modo que o
clima local e as condições da superfície da terra participam de uma relação de mão dupla. A
topografia da terra desempenha um papel importante na modificação de climas regionais, e o
desgaste das rochas na terra é um componente-chave do ciclo de carbono que controla o conteúdo
de dióxido de carbono da atmosfera em escalas de tempo milenares.
O arranjo de áreas terrestres e oceânicas na Terra desempenha um papel na determinação do
clima global. O arranjo da terra e do oceano varia em escalas de tempo de milhões de anos à medida
que os continentes se aproximam. Atualmente, cerca de 68% da área terrestre está no Hemisfério
Norte (Fig. 1.13). O fato de o hemisfério norte ter a maior parte da área terrestre causa diferenças
significativas nos climas dos hemisférios norte e sul, e desempenha um papel importante na
mudança climática. O Hemisfério Norte tem variações muito mais dramáticas de leste a oeste na
elevação continental, especialmente nas latitudes médias, onde o Himalaia e as Montanhas
Rochosas são características proeminentes (Fig. 1.14). A topografia da superfície terrestre e a
organização e orientação das cadeias montanhosas são determinantes fundamentais do clima.
FIGURA 1.13 Fração da área de superfície coberta por terra em função da latitude (linha contínua)
e contribuição de cada faixa de latitude para a área de superfície terrestre global (linha tracejada).
FIGURA 1.14 Gráfico de contorno da cor da topografia da Terra em relação ao nível do mar. A
escala está em metros.