Sistema Climático

A atmosfera é um Sistema Termodinâmico caracterizado por:

composição, estado termodinâmico e estado mecânico

(movimentos). As variáveis nebulosidade, precipitação e

aquecimento adiabático também ajudam a descrever o estado da

atmosfera. Estas variáveis interferem no comportamento da

atmosfera em larga escala.

Sistema Climático

A temperatura e a precipitação são os elementos mais

tradicionais do clima. Eles representam à base de muitas

classificações climáticas. A distribuição espacial desses elementos

mostra climas quentes e úmidos em baixas latitudes, quentes e mais

secos nos subtrópicos, temperados e úmidos nas latitudes médias, e

frios e secos nas latitudes subpolares e polares.

Sistema Climático

A classificação climática em função da latitude, temperatura

e umidade nem sempre representa uma descrição completa dos

climas local e regional. É preciso considerar também, o contraste

térmico entre a terra e o mar, a influência moderadora dos oceanos e

das áreas geladas sobre a temperatura, e outras influências similares.

Sistema Climático

O clima é modulado por fatores externos e internos. Os

fatores externos podem ser agrupados em a) fatores gerais como:

radiação solar, esfericidade da Terra, os movimentos de rotação e

translação, a existência de continentes e mares; b) fatores regional e

local tais como a distância ao mar, topografia, natureza da superfície,

cobertura vegetal e proximidade de lagos. Os fatores internos estão

relacionados às propriedades intrínsecas da atmosfera tais como a

composição, instabilidades e circulação geral .

Sistema Climático

A atmosfera, como sistema termodinâmico, não pode ser

considerada separadamente de sua vizinhança. Embora os sistemas

naturais sejam muito diferentes em sua composição, propriedades

físicas, estrutura e comportamento, eles são ligados por fluxo de

massa, energia e momentum, formando o sistema global chamado

Sistema Climático.

Sistema Climático

O sistema climático é extremamente complexo devido às

interações não lineares de seus componentes.

Um sistema termodinâmico pode ser definido como uma

porção geométrica do universo com limites fixos ou removíveis, os

quais contêm matéria, energia ou ambos (Tisza, 1966). O universo

total é dividido em duas partes: o sistema e os vizinhos chamados

de ambiente.

Sistema Climático

O estado de um sistema é especificado por um conjunto de

propriedades físicas aditiva ou extensiva representadas por diversas

variáveis, necessárias para uma descrição do sistema. Estas

variáveis são proporcionais ao tamanho do sistema, como volume,

a massa dos componentes individuais, a energia interna e a

entropia.

Sistema Climático

Quando um sistema transfere propriedade para outro é dito

que ocorreu um processo termodinâmico. Neste caso, é dito que os

sistemas são acoplados, pois há intercâmbio de propriedades.

Quando não há intercâmbio de propriedades os sistemas não são

acoplados.

Sistema Climático

O estado de um sistema pode ser especificado, também, em

termos de propriedades intensivas, as quais são locais em caráter,

independentes do tamanho e massa total do sistema e são definidas

num dado ponto e num dado instante.

As propriedades intensivas podem variar no espaço e tempo e

podem definir um campo de temperatura, pressão, força e velocidades.

.

Sistema Climático

Sistema Isolado - é o sistema que não troca nenhuma propriedade

com sua vizinhança (restrição total).

Sistema Fechado - não troca matéria com sua vizinhança (restrição só

para matéria).

Sistema Aberto - ocorre trocas de matéria e energia (sistemas

naturais). Esses sistemas são mantidos por constantes suprimentos e

remoções de matéria e energia (ex. atmosfera, oceano e biosfera).

Sistema Climático

Quando as propriedades não variam no tempo ou são

conservadas, classifica-se o sistema como estacionário.

Variações podem ocorrer nos sistemas abertos devido à

existência de fluxos líquidos através dos limites. Os sistemas abertos

podem ser classificados como: em decaimento, cíclico e sistemas

flutuando aleatoriamente.

Sistema Climático

Sistemas Abertos - em decaimentos ou dissipativos consomem suas

massas ou energias próprias, ou ambas (ex. escoamento dos rios

durante a estação seca).

Sistemas Abertos Cíclicos - têm um comportamento oscilatório

regular imposto. São sistemas forçados por ciclos diurnos e anuais

(ex. brisas marítima e terrestre).

Sistemas Abertos Flutuantes Aleatoriamente - trocam de modo

irregular com flutuações não previsíveis no tempo e não previsíveis

como o seu tamanho (vórtices turbulentos na atmosfera).

Sistema Climático

Sistemas em Cascatas - é uma cadeia de subsistemas abertos. São

dinamicamente ligados por uma cascata de matéria ou energia, de

modo que a saída de massa ou energia de um subsistema alimenta o

subsistema próximo.

Muitos processos observados na natureza podem ser

classificados como sistema em cascata, tais como o ciclo hidrológico

e o ciclo de entrada de radiação solar. A energia pode ser

armazenada em um subsistema, o qual pode atuar como regulador,

controlando a energia que entrará no próximo subsistema. O

regulador pode também ser externo ao sistema.

Componentes do Sistema Climático

Atmosfera

É uma camada gasosa distribuída quase uniformemente sobre a

superfície do planeta com 99% de sua concentração abaixo de 30 Km.

A atmosfera é o componente central do sistema climático, mostrando

grande variabilidade no espaço e no tempo. A atmosfera pode ser

dividida em camadas, diferindo, em função da estabilidade,

temperatura e energia. A composição da atmosfera é uniforme em

relação às concentrações de nitrogênio, oxigênio e outros gases inertes

até a mesosfera.

Atmosfera

Entre os componentes variáveis, o vapor d’água é

predominante na troposfera mais baixa e o ozônio na estratosfera

média. O dióxido de carbono é bem misturado abaixo da mesopausa.

A composição da atmosfera é mais complicada pela presença de

várias substâncias em suspensão, como água sólida e líquida,

partículas de poeira, aerossóis de sulfato e poeira vulcânica. A

composição desses aerossóis também varia no espaço e no tempo.

O tempo de resposta da atmosfera a uma perturbação é muito

mais curto do que aquele de algum outro componente do sistema

climático. A resposta ou tempo de relaxação de um sistema, é o

tempo médio necessário para um sistema voltar ao estado inicial,

após uma pequena perturbação aplicada aos seus limites. O tempo de

resposta da atmosfera é da ordem de dias a semana devido a sua

compressibilidade relativamente grande e, baixo calor específico e

densidade.

Estas propriedades tornam a atmosfera mais fluida e instável. A

troposfera mostra uma circulação geral de larga escala com

movimentos turbulentos nas latitudes médias tais como os sistemas de

tempo e os movimentos turbulentos, principalmente na Camada Limite

Planetária (CLP) e próxima a corrente de jato. Por causa da força de

gravidade, a atmosfera é estratificada com camadas mais densas à

superfície. Considera-se que a atmosfera esteja no estado de quase

equilíbrio hidrostático na vertical.

A atmosfera é colocada em movimento primeiramente,

através do aquecimento diferencial, pelo sol. Então o estudo do

movimento atmosférico é basicamente, um problema de convecção

sob a influência da rotação da Terra. Ele é um processo complexo,

porque os movimentos da atmosfera são influenciados por muitos

fatores ao lado da rotação da Terra, tais como: processos

termodinâmicos não homogêneos e condições superficiais

mecânicas. Entretanto, quando desconsideramos os detalhes

irregulares do escoamento, encontramos uma tendência pronunciada

para movimentos organizados na escala global.

Historicamente, o primeiro descobrimento importante das

inter-relações entre o comportamento da atmosfera numa área do

globo e, aquele em outras áreas foi dos antigos navegadores que

notaram a existência de um fluxo de ar exclusivo e persistente de

leste, no nível do mar em baixas latitudes. O posterior descobrimento

das correntes sinuosas de oeste, as quais circulam o globo, fortaleceu

o conceito de circulação geral como um fenômeno planetário. A

circulação geral da atmosfera é influenciada mais pelas condições de

escala global do que pelas variações locais do tempo.

Hidrosfera

A hidrosfera consiste de toda água na fase líquida distribuída

na Terra. Inclui os oceanos, mares interiores, lagos, rios e água

subterrânea. Sem dúvida, os oceanos são os mais importantes para os

estudos climáticos. Os oceanos cobrem, aproximadamente, 2/3 da

superfície do planeta, tal que a maior parte da radiação solar que

alcança a Terra é absorvida por eles. Por causa de sua grande massa e

calor específico os oceanos constituem um enorme reservatório de

energia.

Hidrosfera

A energia absorvida pelos oceanos resulta numa troca

relativamente pequena da temperatura da superfície do mar (TSM),

quando comparada às trocas que ocorreriam sobre o solo. Devido a

sua inércia térmica os oceanos atuam como abafadores e reguladores

de temperatura. Uma vez que os oceanos são mais densos que a

atmosfera, eles têm uma inércia mecânica maior e uma estratificação

mais pronunciada.

Hidrosfera

A parte superior do oceano é a mais ativa, com uma camada

superficial bem misturada da ordem de 100m. Os oceanos mostram

circulações muito mais lentas do que a atmosfera. Eles formam

grandes circulações quase horizontais com as correntes oceânicas e

lentas sobreposições termohalina (sobreposições devido às variações

de densidade associadas com trocas na temperatura e salinidade).

Numa escala menor a circulação oceânica também mostra vórtices,

mas a turbulência é menos pronunciada que na atmosfera.

Hidrosfera

A resposta ou tempo de relaxação para os oceanos varia

numa faixa de tempo elevado, que se estende de semanas a meses na

camada superior misturada, a estações na termoclina (encontrada há

várias centenas de metros de profundidade), a centenas ou milhares

de anos no oceano profundo. As correntes oceânicas transportam

parte do calor estocado nos oceanos das regiões intertropicais, onde

existe um excesso de calor devido a maior incidência de radiação

solar intensa, em direção as regiões mais frias das latitudes médias e

altas.

A atmosfera e os oceanos são fortemente acoplados.

Interações mar-ar ocorrem em muitas escalas no espaço e no tempo

através do intercâmbio de energia, matéria e momentum na interface

oceano-atmosfera, como pode ser visto nas modificações de massas

de ar, tais como de ar marítimo para continental. O intercâmbio de

vapor d’água através da evaporação para a atmosfera supre de vapor

d’água e parte da energia para o ciclo hidrológico, conduzindo a

condensação, precipitação e runoff.

Em outras palavras, a precipitação influencia fortemente a

distribuição de salinidade dos oceanos. Existem interações internas

na atmosfera e oceanos, principalmente, quando e onde os gradientes

de suas propriedades intensivas (temperatura e salinidade) são

grandes. Os lagos, rios e águas subterrâneas são elementos

essenciais do ramo terrestre do ciclo hidrológico e são fatores

importantes no clima global. Eles também influenciam o clima na

escala regional ou local. Os rios são fatores importantes na salinidade

próxima à costa.

Criosfera

A Criosfera representa o maior reservatório de água doce da

Terra. Entretanto, sua importância para o sistema climático resulta,

principalmente, de sua refletividade (albedo) para a radiação solar e sua

baixa condutividade térmica. Uma vez que a cobertura de neve

continental e o mar de gelo sofrem mudanças sazonalmente, eles

conduzem a grandes variações intranual e, às vezes, interanual na

contabilidade energética das regiões continentais e da camada superior

misturada do oceano. Somando-se as variações sazonais da criosfera,

grandes trocas podem ocorrer em períodos de tempo muito longo.

Devido à alta refletividade da neve e do gelo para a radiação

solar e a baixa difusividade térmica do mar de gelo, comparada

àquela da água agitada, os campos de neve e de gelo atuam, nas altas

latitudes, como isolantes para a camada subjacente ao solo e água,

prevenindo-a da perda de calor para a atmosfera. O forte resfriamento

da atmosfera próximo à superfície do solo reduz a convecção e

contribui para a ocorrência de um clima local mais frio.

A criosfera compreende as grandes massas de neve e gelo da

superfície da Terra. Ela inclui os extensos campos de gelo da

Groenlândia e Antártica, outras geleiras continentais e campos de neve,

mar de gelo e permafrost. O maior capacete de gelo continental varia

muito lentamente para influenciar o clima sazonal ou interanual.

Entretanto, ele desempenha o papel principal nas mudanças climáticas

de escalas de tempo muito longas, até dezenas de milhares de anos, tais

como as eras glaciais e interglaciais que ocorreram durante o

Pleistoceno.

Uma glaciação baixará o nível do mar, possivelmente uns 100m

ou mais, afetando então, a forma e os limites dos continentes. Devido

as suas grandes massas e solidez, os capacetes de gelo desenvolvem

uma dinâmica especial de suas propriedades, com movimentos lentos.

Ocasionalmente, capacetes de gelo sobre os oceanos podem se quebrar

e formar iceberg. Montanhas de gelo se movem lentamente sob a ação

da gravidade, se esparramam ou se dissipam ao longo de séculos,

dependendo do acúmulo local de neve e da temperatura.

Litosfera

Inclui os continentes cuja topografia afete os movimentos do

ar, e o solo do oceano. Excluindo a camada superior ativa, na qual a

temperatura e conteúdo d`água podem variar em resposta aos

fenômenos atmosféricos e oceânicos, a litosfera tem o maior tempo

de resposta de todos os componentes do sistema climático nas

escalas de tempo consideradas. A litosfera pode estar relacionada ao

caráter quase permanente do sistema climático.

Existe uma forte interação da litosfera com a

atmosfera através da transferência de massa, momentum

angular e calor sensível, bem como através da dissipação de

energia cinética por atrito na Camada Limite Planetária

(CLP). A transferência de massa ocorre principalmente, na

forma de vapor d’água, chuva e neve e, em menor

quantidade, na forma de partículas e poeira.

Vulcões lançam matéria e energia da litosfera para a

atmosfera, aumentando assim, a turbidez do ar. O material particulado

adicionado, bem como os gases originados do enxofre ejetado,

condensa na troposfera formando o que se denomina aerossol. O

material incorporado na atmosfera tem um efeito importante no

balanço de radiação e, por isso, no clima da Terra. Existe também

uma transferência de grande escala de momentum angular entre a

litosfera e os oceanos presumivelmente através da ação dos torques

entre os oceanos e os continentes.

A umidade da camada ativa da litosfera continental

tem uma marcada influência no balanço de energia local,

afetando a taxa de evaporação, o albedo da superfície e a

condutividade do solo.

Biosfera

Compreende a vegetação terrestre, a fauna continental e a

flora e fauna dos oceanos. A vegetação altera a rugosidade e o albedo

da superfície, a evaporação, o run-off e a capacidade de campo do

solo. Além disso, a biosfera influencia o balanço de dióxido de

carbono na atmosfera e oceanos através da fotossíntese e respiração.

No geral, a biosfera é sensível a mudanças no clima. As assinaturas

dessas trocas, encontradas nos fósseis, anéis de árvores, pólen etc.,

durante as eras passadas, fornecem informações sobre os paleoclimas

da Terra.

Variabilidade Climática

O clima terrestre tem variado significativamente e

continuamente nas escalas do tempo, variando de períodos anuais a

geológicos. A variabilidade do clima pode ser representada em dois

modos básicos: variações forçadas, que representam as respostas do

sistema climático as trocas no forçamento externo e as variações livres,

devido às instabilidades e feedbacks, conduzindo a interações não

lineares, entre os vários componentes do sistema climático.

Variabilidade Climática

As mudanças nos fatores externos, que afetam o sistema

climático, constituem o que se pode chamar de causas externas das

mudanças climáticas. Entretanto, as mudanças que estão relacionadas

às interações não lineares, entre os vários processos físicos no sistema

interno, são chamadas causas internas. A distinção entre as duas

classes de causas nem sempre é clara.

Variabilidade Climática

As causas externas compreendem as variações nas forçantes

astronômicas e terrestres. Os fatores astronômicos influenciam

mudanças: na intensidade da radiação solar, nos parâmetros orbitais

da Terra (excentricidade da órbita, precessão do eixo e obliqüidade

da eclíptica) e na taxa de rotação da Terra.

Variabilidade Climática

Entre as forçantes terrestres devemos considerar: variações

na composição atmosférica (taxa de mistura de CO2 e ozônio,

carregamento de aerossol, etc), devido às erupções vulcânicas e

atividade humana; variações na superfície devido ao uso do solo

(desmatamento, desertificação etc), e mudanças de longo prazo nos

Variabilidade Climática

fatores tectônicos, tais como: deriva continental, processos

orogênicos, perambulação polar etc. Vários mecanismos de forçantes

terrestre e astronômica foram sugeridos, tais como mudanças na

saída de radiação solar, a colisão da Terra com matéria

interplanetária, mudanças na atividade vulcânica e mudanças no

fluxo geotérmico.

Variabilidade Climática

As causas internas são associadas com vários mecanismos de

feedbacks positivos e negativos e outras interações fortes entre a

atmosfera, os oceanos e a criosfera. Esses processos podem conduzir

a instabilidades ou oscilações do sistema, os quais podem operar

independentemente ou introduzir fortes modificações no forçamento

externo.

Variabilidade Climática

As variações diurna e sazonal do clima são relacionadas ao

forçamento externo (astronômico). Mas existem variações diárias

do tempo, que acontecem independentemente de qualquer troca no

forçamento externo.

Variabilidade Climática

Estas flutuações irregulares com escalas de tempo de vários

dias a muitas semanas podem estar relacionadas com a passagem de

perturbações atmosféricas migratórias (altas e baixas pressões

mostradas nos mapas de tempo) ou com a passagem de um sistema

frontal. Eles são considerados sistemas livres, porque resultam de

instabilidades baroclínicas internas no escoamento zonal, as quais

dependem do valor crítico do gradiente latitudinal de temperatura.

Variabilidade Climática

Para ilustrar a grande variabilidade temporal da atmosfera a

figura a seguir mostra o espectro de variância da temperatura do ar

(energia interna) idealizado durante o passado histórico da Terra.

As análises do espectro mostram várias pontas e picos

alargados. As pontas são controladas astronomicamente,

componentes estritamente periódicos da variação climática, tais

como as variações diurna e anual e seus harmônicos. Os picos

alargados representam variações que, segundo Michell (1976), são

componentes quase periódica ou aperiódica, porém com sua escala

de tempo de energização. Muitos desses picos alargados não podem

ser diretamente explicados pelas forçantes externas conhecidas. Eles

indicam a existência de uma forte variabilidade livre dentro do

sistema.

O pico de três a sete dias está associado com os

distúrbios sinóticos, principalmente nas latitudes

médias. A região levemente aumentada do espectro em

torno de 100-400 anos está associada com a pequena era

do gelo (Little Ice Age), que começou no início do séc.

XVII passado, com rápida expansão das montanhas de

gelo na Europa.

O pico próximo aos 2500 anos pode estar relacionado ao

resfriamento observado após o “ótimo climático”, em torno de 5000

anos atrás, o qual predominou durante as grandes civilizações antigas.

Os próximos três picos estão talvez relacionados às variações

astronômicas determinísticas dos parâmetros orbitais da Terra, os

quais devem ser responsáveis pelas idades do gelo (Milankovitch,

1941):

a) a excentricidade da órbita da Terra com um ciclo em torno de

100.000 anos, b) a precessão do eixo da Terra com um ciclo em torno

de 22.000 anos, e c) a troca na obliqüidade da eclíptica ou a

inclinação do eixo com um período em torno de 41.000 anos.

Finalmente, os picos próximos a 45 e 350 milhões de anos podem

estar relacionados às glaciações ocorridas devido aos efeitos

orogênicos e tectônicos e a deriva continental, Mitchell (1976).

Para um sistema linear as variações extremamente forçadas

conduziriam a uma relação simples de causa e efeito: se o

forçamento é um processo oscilatório, a resposta do sistema teria

exatamente a mesma freqüência. Como temos visto, isso nem

sempre ocorre uma vez que o sistema climático interno é

intensamente instável e nunca alcança o estado de equilíbrio.

A variabilidade climática resulta de interações complexas de

variações forçadas e livres, porque o sistema climático é um sistema

dissipativo, altamente não linear com muitas fontes de

instabilidades. A natureza interativa e freqüentemente não linear das

instabilidades e os mecanismos de feedback do sistema climático

dificultam muito a interpretação direta de causa e efeito.

Processos de feedbacks no sistema climático

De particular importância nos sistemas abertos, tais como os

componentes do sistema climático, é o feedback (retroalimentação)

um conceito freqüentemente usado na engenharia elétrica. Os

mecanismos de feedback atuam como controles internos do sistema e

resultam de um acoplamento especial ou ajustamento entre dois ou

mais subsistemas.

Parte da saída retorna ao sistema, tal que o efeito líquido é

alterado. Os mecanismos de feedback podem atuar também para

amplificar a saída final (feedback positivo) ou para amortecê-la

(feedback negativo). É grande o número de mecanismos operando

dentro dos vários componentes do sistema climático e entre os

subsistemas.

Exemplos de feedbacks

A refletividade (albedo) para a radiação solar é um fator muito

importante no balanço de energia. Os valores elevados do albedo da

neve e gelo são fatores dominantes no clima, principalmente nas

regiões polares. A extensão de neve e gelo depende largamente da

temperatura do ar próximo à superfície.

Exemplos de feedbacks

Se a temperatura decrescer por alguma razão, a quantidade de

neve e gelo aumentará, conduzindo ao aumento do albedo planetário.

Então mais radiação solar será refletida e menos energia estará

disponível para aquecer a atmosfera e a temperatura do sistema

atmosfera neve/gelo decrescerá ainda mais.

Suponha que a neve ou a cobertura de gelo decresça em

extensão. Por causa do decréscimo do albedo, menos radiação solar

será refletida e a temperatura aumentará conduzindo a um

decréscimo maior de cobertura de neve e gelo. Estas interações

neve/gelo/albedo/temperatura são exemplos de feedbacks positivos.

Mudanças na cobertura vegetal também podem causar

variações no albedo da superfície, conduzindo a feedbacks locais

importantes, tais como exemplificado pela desertificação progressiva

(Charney et al, 1977).

Outro exemplo de feedback positivo é o efeito estufa/vapor

d’água. Um aumento na temperatura da superfície, na ausência de

outras mudanças, aumentará a evaporação na superfície da Terra e a

quantidade de vapor na atmosfera aumentará. Considerando que o

vapor é gás e um forte absorvedor de radiação de onda longa, mais

radiação terrestre (onda longa) será aprisionada (impedida),

aquecendo a atmosfera mais baixa e conduzindo para um aumento

maior de temperatura. Se a temperatura decrescer por outros

motivos (feedback albedo/gelo) a quantidade de vapor d’água

decrescerá e o efeito estufa tornar-se-á menos efetivo.

Outro modo de expressar os mecanismos de feedback é ter em

mente que o tempo médio de umidade relativa, numa altitude

particular, tende a permanecer quase constante dentro de uma faixa

relativamente grande de temperaturas na baixa atmosfera. Entretanto,

enquanto a umidade relativa permanece praticamente a mesma, a

umidade absoluta aumenta rapidamente com a temperatura.

Um aumento de temperatura, com umidade relativa constante,

aumentará a quantidade de vapor d’água no ar, conduzindo a um

aumento maior de temperatura, devido à absorção de radiação de

onda longa (terrestre). O nome efeito estufa/vapor d’água é

atualmente uma designação incorreta, uma vez que o aquecimento na

estufa ocorre devido à ausência de convecção, enquanto no caso do

vapor d’água, o aquecimento ocorre devido à retenção de radiação

infravermelha na atmosfera.

Como exemplo de feedback interno negativo,

podemos considerar a temperatura/radiação de onda

longa acoplada a atmosfera. Se a temperatura

aumentar, a atmosfera perderá mais radiação de onda

longa para o espaço, reduzindo, então a temperatura e

atenuando a perturbação inicial.

Às vezes, a interação nebulosidade/temperatura é considerada

como um exemplo de um sistema de feedback simples. Entretanto, as

nuvens podem conduzir a muitos processos de feedbacks diferentes,

porque elas são excelentes absorvedores de radiação infravermelha e

refletores efetivos de radiação solar. Esses dois efeitos opostos

tornam as nuvens um essencial, mas muito complexo fator

modulador no balanço de radiação da Terra.

A quantidade de radiação infravermelha emitida para o

espaço depende da temperatura do topo da nuvem mais fria e é,

geralmente, mais baixa do que a quantidade de radiação emitida pela

atmosfera clara e mais aquecida e pela superfície da Terra mais

aquecida.

Então, a quantidade líquida de radiação terrestre que escapa

para o espaço é reduzida pela presença de nuvens, aumentando o

efeito estufa/vapor d’água. A alta refletividade para a radiação solar

predomina nas nuvens baixas e médias, conduzindo ao resfriamento

com o aumento de nebulosidade, enquanto as nuvens mais altas são

mais transparentes para a radiação de onda curta do que para a

radiação de onda longa, reforçando o efeito estufa. O resultado final

dos possíveis feedbacks das nuvens é de difícil previsão, porque eles

dependem não somente das trocas na quantidade, mas também das

trocas de gênero de nuvens, alturas, conteúdos de água líquida e

congelada, e tamanhos das partículas (Ramanathan et all, 1989 e Cess

et al., 1989).

A complexidade extrema das múltiplas interações de

feedback no sistema climático, também se faz presente no

caso de intercâmbio mar-ar. Nesse caso, as anomalias de

temperatura da superfície do mar (TSM) tendem a afetar

fortemente a estrutura térmica da atmosfera mais baixa e,

eventualmente, através da circulação geral da atmosfera,

afetam o stress do vento. Estas anomalias do stress do vento

formam o mecanismo de feedback de volta aos oceanos que,

por sua vez, modifica as anomalias de temperatura da

superfície do mar (TSM), fechando o ciclo.

Existem na natureza muitos processos de feedbacks

positivos e negativos. Entretanto, deve ser notado que um

feedback positivo não pode prosseguir indefinidamente, porque

ele conduziria a situações de descontrole que não são

observadas na Terra, mas podem ter acontecido no caso de

Vênus. Todavia, uma compensação de feedback positivo e

negativo deve prevalecer na média. Existem evidências

geológicas (Crowley, 1983) de mudanças catastróficas no

estado do clima (no final do Cretáceo e durante as rápidas

glaciações do Pleistoceno), que envolveram alguns processos

descontrolados com trocas para um estado climático diferente.