UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS
NILTON MANUEL ÉVORA DO ROSÁRIO
Comparação de profundidades ópticas espectrais do aerossol obtidas para São Paulo a partir de um Multifilter Rotating Shadowband Radiometer e do fotômetro solar da AERONET
São Paulo
2006
NILTON MANUEL ÉVORA DO ROSÁRIO
Comparação de profundidades ópticas espectrais do aerossol obtidas para São Paulo a partir de um Multifilter Rotating Shadowband Radiometer e do fotômetro solar da AERONET
Dissertação apresentada ao Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo para obtenção do título de Mestre em Ciências.
Área de concentração: Meteorologia Orientador: Prof. Dra. Márcia Akemi Yamasoe
São Paulo 2006
Ficha Catalográfica Elaborada pelo Serviço de Biblioteca e Documentação do
Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da USP Rosário, Nilton Manuel Évora do R713e Comparação de profundidades ópticas espectrais do aerossol obtidas para São Paulo a partir de um Multifilter Rotating Shadowband Radiometer e do fotômetro solar da AERONET/ Nilton Manuel Évora do Rosário. – São Paulo, 2005. 137 p. Dissertação (Mestrado). – Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo. Área de Concentração: Meteorologia Orientadora: Yamasoe, Márcia Akemi 1. Sensoriamento Remoto. 2. Fotometria solar. 3. Aerossóis. 4. Profundidade óptica. 5. Processos radiativos na atmosfera. 6. Poluição urbana. I. Yamasoe, Márcia Akemi; orient. II. Título.
“Autorizo a reprodução e divulgação total ou parcial deste trabalho, por qualquer meio convencional ou eletrônico, para fins de estudo e pesquisa, desde que citada a fonte – o autor”.
À Inácia Julia do Rosário
“in memorian”
v
Agradecimentos
Agradeço a Deus por colocar pessoas tão especiais e importantes na minha vida.
À minha esposa Ana Paula pela dedicação, compreensão e amor em todos os
momentos e pela revisão dos textos deste trabalho.
Ao Pedro, meu filho, e aos meus pais pelo sacrifício e amor, para que eu pudesse
chegar aqui.
À Dra. Márcia Akemi Yamasoe pela confiança e orientação, incentivando-me a todo
instante e por participar dessa importante etapa da minha vida acadêmica, contribuindo com
todo o seu conhecimento.
Ao professor Dr. Artemio Plana-Fattori por me apresentar à pesquisa científica ainda
na graduação.
Aos professores Dr. Carlos Morales e Dr. Pedro Dias pelas oportunas sugestões para o
desenvolvimento deste trabalho.
A todos os professores do Departamento de Ciências Atmosféricas do IAG que de
forma competente participaram da minha formação desde a graduação.
A todos os funcionários do IAG que uma forma ou outra contribuíram para a minha
formação.
Aos companheiros e amigos do IAG, André Sayão, Ricardo Siqueira, Ivan Mamede,
Giovanni Dolif, Fabiana Weykamp pela amizade e todo o apoio durante o desenvolvimento
deste trabalho.
À AERONET, na pessoa do Dr. Paulo Artaxo Netto, pelo esforço no estabelecimento
e manutenção da estação de São Paulo.
A Joel Schafer pelo esclarecimento de dúvidas relacionadas com os dados da
AERONET.
Ao Dr. Albert Bruch por disponibilizar o espaço do Laboratório Nacional de
Astrofísica (LNA) para calibração de um dos radiômetros MFRSR e a todos os funcionários
que nos apoiaram durante a nossa estadia no LNA.
À CAPES pelo auxílio financeiro recebido durante este trabalho.
Aos demais familiares e amigos que sempre me apoiaram na minha vida acadêmica e
fora dela.
A todos os brasileiros que tornaram possível a minha formação numa instituição de
excelente qualidade e mais do que isso, me acolheram e fizeram-me sentir em casa, mesmo
estando longe da minha terra natal.
“Na ciência nunca estamos seguros de possuir a verdade acerca de
nosso belo e estranho mundo, que sempre pode opor-se às teorias que
tentam desvendar a sua estrutura mais íntima e profunda. Nem por
isso devemos abandonar a busca da verdade e naufragar num
ceticismo estéril”.
Sir Karl Popper
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Resumo
DO ROSÁRIO, N. M. E. Comparação de profundidades ópticas espectrais do aerossol
obtidas para São Paulo a partir de um Multifilter Rotating Shadowband Radiometer e do fotômetro solar da AERONET. 2006. 137 p. Dissertação (Mestrado) – Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas, Universidade de São Paulo, 2006.
A avaliação dos efeitos do aerossol sobre o balanço radiativo exige que se conheça a sua
concentração e distribuição espaço-temporal. Por isso, o monitoramento em longo prazo do
aerossol para diferentes regiões do globo é de suma importância. Tendo em vista este
objetivo, estações de monitoramento do aerossol têm sido implementadas ao redor do globo.
Tradicionalmente, as estações utilizam a técnica da fotometria solar para inferir a quantidade
de aerossol na atmosfera através da sua profundidade óptica ( aτ ). Avaliações precisas do
efeito do aerossol requerem que aτ seja acuradamente determinada. Além disso, objetivando
a comparação entre as estações, a Organização Mundial de Meteorologia (OMM) sugeriu
limites para discrepâncias entre os instrumentos. Neste trabalho compararam-se
profundidades ópticas espectrais do aerossol obtidas para São Paulo por dois tipos de
radiômetros, um fotômetro modelo CE318A pertencente à AErosol RObotic NETwork
(AERONET) e um Multi-Filter Rotating Shadowband Radiometer. Os resultados mostram
que a variabilidade temporal de aτ é bem identificada pelos dois instrumentos. No entanto, a
magnitude de aτ apresentou diferenças sistemáticas. O desvio médio quadrático entre as
medidas de três dos canais comparados foi próximo de 0,03, sendo que o limite sugerido pela
OMM para condições de atmosfera limpa é 0,02. Isso mostra que os dois radiômetros
fornecem dados de qualidade comparável. Ainda no presente trabalho avaliou-se o
desempenho de alguns modelos ópticos de aerossol na recuperação numérica de irradiância
solar global à superfície utilizando o código de transferência radiativa SBDART. As
simulações mostram que quando se objetiva cálculos acurados, especialmente para altos
valores de aτ , a escolha do modelo óptico torna-se importante. O uso indiscriminado de um
único modelo óptico de aerossol em São Paulo pode causar impactos acima de 50 W.m-2 nos
cálculos de irradiância solar global. A comparação entre medições realizadas por radiômetros
e irradiância simulada revela boa representatividade dos referidos modelos ópticos.
Entretanto, os resultados mostram que o monitoramento em alta resolução temporal da
profundidade óptica do aerossol é importante quando se almeja resultados acurados.
Palavras-chave: Sensoriamento remoto; Fotometria solar; Aerossóis; Profundidade óptica; Processos radiativos na atmosfera; Poluição urbana.
viii
Abstract DO ROSÁRIO, N. M. E. Comparison of spectral aerosol optical depths in São Paulo city
retrieved with a Multi-Filter Rotating Shadowband Radiometer and AERONET sun photometer. 2006. 137 p. Dissertation (MSc.) – Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosférica, Universidade de São Paulo, 2006. The evaluation of the aerosol effects on the Earth’s radiation budget demands the knowledge
of its concentration, spatial and temporal distribution .Therefore, long-term measurements of
aerosol properties in different regions of the Earth is very important. For this purpose,
monitoring systems of atmospheric aerosol have been implemented in different sites around
the Earth. In general, these systems use the sun photometry technique to estimate the aerosol
optical depth. Accurate retrievals of the aerosol optical depth are necessary for a precise
characterization of the aerosol effect. Besides that, World Meteorological Organization
(WMO) recommends a threshold for discrepancies in aerosol optical depth retrieved with
different instruments. On this work, spectral aerosol optical depth results observed in São
Paulo city by two different radiometers, a CE318A sun photometer that is part of the
AERONET (Aerosol RObotic NETwork) global network and a Multi-Filter Rotating
Shadowband Radiometer are compared. The results show that the temporal variability of
aerosol optical depth is well characterized by the two radiometers. However, the magnitude of
optical depth presented systematic differences. The root mean square for three of the
compared wavelengths was about 0.03, close to the 0.02 aerosol optical depth accuracy
suggested by WMO. These accuracies show that the two radiometers allow aerosol optical
depth retrievals with similar quality. Also in this study a dynamic aerosol optical model was
used to estimate the surface solar irradiance with the radiative transfer code SBDART. The
numerical simulations show that when accurate estimation is necessary, a precise optical
model definition is important, especially for high aerosol optical depth conditions. Choosing a
wrong aerosol optical model would introduce a bias in solar irradiance at the surface of about
50 W.m-2. The irradiance derived from SBDART is compared with surface measurements
presenting good consistence. This shows that the aerosol optical models are representative for
São Paulo conditions. However, for an accurate estimation of solar irradiance at the surface, it
is important to monitor aerosol optical depth with high temporal resolution.
Keywords: Remote sensing; Sun photometry; Aerosols; Optical depth; Radiative processes in
the atmosphere; Urban pollution.
Lista de Figuras Figura 1.1: Classificação das partículas de aerossol em função do seu diâmetro e os principais
processos relacionados à origem e remoção destes. (Fonte: Pueschel, 1995)................... 07 Figura 1.2: Localização geográfica da RMSP destacando a cidade de São Paulo...................12 Figura 2.1: Curva de distribuição espectral da energia para corpos negros a diferentes
temperaturas. O corpo negro a 6000K é o representativo do Sol. Região colorida abaixo das curvas representa a região visível do espectro eletromagnético.(Fonte: Disponível em: http://hyperphysics.phy-astr.gsu.edu. Acesso em: abril 2006)........................................... 16
Figura 2.2: Espectro eletromagnético. Em destaque a região espectral correspondente à
radiação solar com a região visível do espectro identificada como luz. (Fonte: Apostila Sensor-Rem-INPE.pdf, Disponível em: http://www.fca.unesp.br/intranet/celia.php.Acesso em: 16 maio 2006)..............................................................................................................17
Figura 2.3: Distribuição espectral da irradiância solar no topo da atmosfera terrestre segundo
a biblioteca Lowtran 7. (Fonte: Castanho, 2005)............................................................... 17
Figura 2.4: Distribuição vertical típica dos principais constituintes químicos da atmosfera. Os perfis em pontilhado destacam alguns desses constituintes. (Fonte: Meloni, 2005)..........20
Figura 2.5: Distribuição global da profundidade óptica de partículas da moda fina e grossa
derivados a partir de medições do sensor MODIS a bordo dos satélites Terra e Aqua para setembro de 2000. A AOD é obtida para 0,55µm e representa uma medida de concentração de partículas de aerossol na coluna atmosférica. As regiões mais escuras correspondem a superfícies com propriedades impróprias para aplicar o algoritmo de inversão do MODIS. As caixas brancas indicam regiões com alta concentração de partículas. (a) Aerossol da moda fina. Em destaque a poluição nos países da Europa, América do Norte e no sul e leste da Ásia (regiões a, c e e), as queimadas na América do Sul e sul da África (regiões b e d). (b) Aerossol da moda grossa. As regiões a e c mostram o aerossol associado aos desertos na África e no Médio Oriente e a região b exibe o domínio das partículas de sal marinho no sul do hemisfério austral. (Fonte: Kaufman et al., 2002).............................................................................................................................21
Figura 2.6: Distribuição da irradiância espectral solar no topo da atmosfera, ao nível médio
do mar e de um corpo negro à temperatura de 5900K. As áreas pontilhadas exibem as regiões espectrais de forte absorção pelos gases presentes na atmosfera. (Fonte: Seinfeld e Pandis, 1998).......................................................................................................................22
Figura 2.7: Espectro de absorção. (a) Oxigênio molecular e ozônio. (b) Vapor d’água. (c)
Atmosfera. (Fonte: Seinfeld e Pandis, 1998)......................................................................24 Figura 2.8: Espectro de tamanho para partículas de diferentes naturezas...............................25 Figura 2.9: Processos associados à interação entre um feixe de radiação eletromagnética
incidente e uma partícula. (Fonte: Seinfeld e Pandis, 1998)...............................................27
Lista de Figuras
x
Figura 2.10: Espalhamento da radiação eletromagnética por uma partícula. (a) Espalhamento Rayleigh. (b) Espalhamento Mie. (c) Espalhamento Mie para partículas muito grandes. (Fonte: Disponível em: http://hyperphysics.phy-astr.gsu.edu. Acesso em: abril 2006)......29
Figura 2.11: Eficiência de extinção, λ,extQ , calculado a partir da teoria Mie para partículas
com diferentes índices de refração. (Fonte: Sokolik, 2006)................................................33 Figura 2.12: Atenuação de um feixe de radiação monocromático ao atravessar um meio
homogêneo..........................................................................................................................33 Figura 2.13: A trajetória de um feixe de radiação solar através da atmosfera. (a) Atmosfera
plano-paralela não refrativa e homogênea. (b) Atmosfera esférica refrativa e não homogênea. (Fonte: Iqbal, 1983)........................................................................................37
Figura 3.1: Fotômetro CE318A. (a) Modo “parking”. (b) Modo automático..........................41 Figura 3.2: Medições do CE318A, onde θ e ϕ são, respectivamente, os ângulos zenital e
azimutal do sensor, e θo e ϕo do disco solar. (a) No plano principal. (b) Em almucântar. (Fonte: Castanho, 2005)......................................................................................................42
Figura 3.3: (a) Radiômetro MFRSR. (b) Difusor. (c) Em operação, sombreando o difusor. (d)
Disposição interna dos fotodetectores. (Fonte: (a, b, d) http://hog.asrc.cestm.albany.edu. (c) Marcelo Corrêa).............................................................................................................43
Figura 3.4: Configurações do MFRSR. (a) Principais componentes. (b) Geometria de
sombreamento.....................................................................................................................44
Figura 3.5: Fotos ilustrativas. (a) Piranômetro CM21 (Fonte: http://www.kippzonen.com). (b) Sensor PAR (Fonte: http://www.skyeinstruments.com/)..........................................46
Figura 3.6: Exemplo da aplicação do método Langley Plot para medidas de irradiância solar
espectral obtidas no dia 01 de agosto de 2005 no Laboratório Nacional de Astrofísica (LNA), em Brazópolis, Minas Gerais................................................................................. 48
Figura 3.7: Calibração do fotômetro CE318A nos laboratórios da NASA. (a) Calibração do
sensor de radiância direta a partir de instrumentos de referência calibrados em Mauna Loa, Hawai. (b) Calibração do sensor da radiância do céu por meio de uma esfera integradora. (Fonte: Cachorro 2004).......................................................................................................53
Figura 3.8: Diferença entre as AOD’s fornecidas pela AERONET para duas versões (v1 e v2)
de cálculos considerando diferentes correções na aplicação da lei de Beer.......................55 Figura 3.9: Freqüência de dados do nível 2.0 para o período entre julho de 2004 e abril de
2005.....................................................................................................................................57 Figura 3.10: Diferença entre AOD do nível 1.5 e 2.0 obtida para o canal 870 nm do CE318A.
Quadro superior apresenta diferença em função da massa óptica relativa e o inferior em função do dia Juliano..........................................................................................................58
Lista de Figuras
xi
Figura 3.11: Profundidades ópticas típicas dos constituintes atmosféricos que afetam os canais espectrais do MFRSR padrão. A profundidade óptica molecular para P=Po
(1013,25 hPa); aerossóis com raio efetivo (reff) igual a 0,2 e 0,5 µm e AOD = 0,1 em 550 nm; conteúdo de NO2 = 2DU e O3=300DU. As funções respostas são apresentadas em unidades arbitrárias e as setas representam os canais usados neste trabalho. (Fonte: Alexandrov et al., 2002).....................................................................................................59
Figura 3.12: Diferença entre AOD’s do MFR35 calculadas para o dia 30/08/2004
considerando duas correções angulares diferentes, a referente ao ano de 1999 e a atualizada para o ano de 2002............................................................................................. 62
Figura 3.13: AOD (29/08/2005) para 1037 e 1020 nm do MFR34 e AERONET,
respectivamente. Procedimento de redução da freqüência (freq.) dos dados do MFR34 para os da AERONET.........................................................................................................63
Figura 3.14: Inserindo as propriedades microfísicas fornecidas pelo radiômetro no código
Mie são obtidas as propriedades ópticas espectrais. A partir do código de transferência radiativa de Dave e Gazdag [1970] as propriedades ópticas para outras regiões do espectro solar foram estimadas. (Fonte: Castanho, 2005).................................................................64
Figura 3.15: Modelos espectrais de aerossol parametrizados em função do albedo simples em
550 nm. (a) Albedo simples espectral (ωo,λ ). (b) Parâmetro de assimetria (g). (c)Eficiência de extinção (Qext,λ). (Fonte: Castanho, 2005)......................................................................65
Figura 4.1: Método Geral aplicado para o período da manhã do dia 24/09/2004. Calibração do canal 870 nm do MFR34 a partir do canal 670 nm da AERONET. τm,870 representa a profundidade óptica molecular no canal 870 nm, m a massa óptica atmosférica e
)(870/440 ασα o coeficiente de Ångström médio no período e o correspondente desvio padrão..................................................................................................................................69
Figura 4.2: Método geral de Forgan aplicado para o período da manhã do dia 24/09/2004.
Calibração do canal 670 nm do MFR34 a partir do canal 870 nm do próprio instrumento..........................................................................................................................70
Figura 4.3: (a) Irradiância solar global para os 4 canais do MFR34 para o dia 02 de agosto de
2005 no OPD/LNA. (b) Método gráfico Langley Plot aplicado para o período da manhã do referido dia.....................................................................................................................72
Figura 4.4: Constantes de calibração obtidas no presente trabalho (RMSP-2004, LNA-2005)
e valores teóricos obtidos por Plana Fattori et. al. [2004] ajustando a irradiância solar espectral dado por Kurucz [1994] à função filtro dos dois MFRSR .(a) MFR34. (b) MFR35................................................................................................................................74
Figura 4.5: Representação gráfica da relação entre a AOD obtida com o MFR35 e a calculada
a partir do MFR34...............................................................................................................75 Figura 4.6: Diferença entre a AOD obtida a partir do MFR35 e do MFR34 como função da
massa óptica atmosférica para os invernos de 2004 e 2005................................................77
Lista de Figuras
xii
Figura 4.7: Evolução diurna da diferença entre a AOD obtida a partir do MFR35 e do MFR34 para os invernos de 2004 e 2005.........................................................................................78
Figura 4.8: Evolução diurna da razão entre a transmitância atmosférica espectral obtida do
MFR35 e a fornecida pelo MFR34 para o período de 2004...............................................78 Figura 4.9: Freqüência absoluta de valores de AOD obtidos com o MFR34 e calculados pela
AERONET a partir das medições do fotômetro CE318A onde med representa o valor médio, std o desvio-padrão e o max e min o máximo e o mínimo valor observado, respectivamente...................................................................................................................79
Figura 4.10: Representação gráfica da relação entre a AOD obtida com o MFR34 e calculada
pela AERONET a partir das medições do fotômetro CE318A A reta azul representa a relação 1:1 e a vermelha foi obtida a partir da relação linear obtida entre os dados dos dois radiômetros..........................................................................................................................80
Figura 4.11 Freqüência absoluta das diferenças observadas entre a AOD obtida com o
MFR34 e a calculada pela AERONET a partir das medições do fotômetro CE318A. Acompanha os gráficos o Desvio Médio Quadrático (DQM), a Média dos desvios (MD) e o Desvio Padrão dos Desvios (DPD)..................................................................................81
Figura 4.12 Dependência espectral média da AOD normalizada para o comprimento de onda
de 440 nm obtida a partir dos dados do nível 2.0 da AERONET no período entre os anos 2000 e 2004.........................................................................................................................82
Figura 4.13 Diferença entre a AOD obtida a partir do MFR34 e a calculada pela AERONET
como função da massa óptica atmosférica para os invernos de 2004 e 2005.....................83 Figura 4.14 Evolução diurna da diferença entre a AOD obtida a partir do MFR34 e a
calculada pela AERONET para os invernos de 2004 e 2005..............................................83 Figura 4.15: Evolução diurna da AOD obtida para MFR34 e pela AERONET e a respectiva
diferença entre estas para o dia 28/08/2005........................................................................84 Figura 4.16: Dependência Espectral da AOD. (a) Caso de baixo AOD (30/08/04). (d) Caso de
alto AOD (26/09/04)...........................................................................................................85 Figura 4.17: Evolução mensal do coeficiente de Ångström (α) obtido para os canais 440 e
870 nm como função da AOD no canal 440 nm. As expressões <AOD> e <α> representam o valor médio mensal dos dois parâmetros. Os dados são referentes ao nível 2.0 da AERONET e foram obtidos entre os anos de 2000 e 2005......................................89
Figura 4.18: Variabilidade média diurna da AOD e do α para a cidade de São Paulo como
desvio em percentagem do valor médio diário. A variabilidade é apresentada considerando todos os períodos do ano e por trimestres definidos em função das estações do ano (DJF, MAM, JJA, SON). Os dados são referentes ao nível 2.0 da AERONET e foram obtidos entre os anos de 2000 e 2005..............................................................................................91
Lista de Figuras
xiii
Figura 4.19: Albedo simples para Região Metropolitana de São Paulo (RMSP). (a) Valores médios espectrais obtidos no presente trabalho comparado com os obtidos para outros centros urbanos por Dubovik et al. [2002]. (b) Freqüência absoluta de valores observados para 440 nm entre os invernos de 2001 e 2004 para condições onde a AOD foi maior que 0,4. Os cinco modelos ópticos propostos por Castanho [2005] para o aerossol de São Paulo são localizados dentro do espectro de albedo simples observado para a cidade..................................................................................................................................92
Figura 4.20: Irradiância na região PAR descendente à superfície modelada para diferentes
valores de AOD e para cada um dos modelos ópticos de Castanho e o modelo urbano do SBDART. Os resultados são normalizados para a irradiância obtida para o caso de uma atmosfera desprovida de aerossol. (a) Para o disco solar localizado no zênite. (b) Para a distância zenital solar igual a 60 graus................................................................................95
Figura 4.21: Irradiância solar global total descendente à superfície modelada para diferentes
valores de albedo de superfície e AOD utilizando o modelo óptico no 3 de Castanho. Os resultados são normalizados para a irradiância obtida para o caso de uma superfície de refletância nula. (a) Para o disco solar localizado no zênite.(b) Para a distância zenital solar igual a 60 graus..........................................................................................................96
Figura 4.22: Irradiância solar global descendente à superfície modelada para diferentes
valores de conteúdo de vapor d’água. Os resultados são normalizados para a irradiância obtida para o caso de uma atmosfera seca (wv =0). (a) Para o disco solar localizado no zênite. (b) Para a distância zenital solar igual a 60 graus....................................................97
Figura 4.23: Imagens obtidas a partir do sensor MODIS a bordo do satélite Terra para os dias
para 30/08/2004 e 26/09/2004. O circulo na cor azul indica a localização da RMSP nas imagens. O dia 30 foi caracterizado por baixos valores de profundidade óptica do aerossol (0,1 em 440 nm) devido à passagem de uma frente fria nos dias anteriores. No dia 26 de setembro houve transporte de uma pluma de aerossóis de queimada por sobre a cidade elevando, deste modo, os valores de AOD (0,7 em 440 nm). (Fonte: http://aeronet.gsfc.nasa.gov/)..............................................................................................98
Figura 4.24: Comparação entre irradiância solar global na região PAR medida pelo SKE510
(OBS) e estimativas numéricas para diferentes modelos de aerossol para o dia 26/09/2004. O AEROSSOL – M4 corresponde à irradiância modelada considerando o modelo óptico M4, representativo do dia. O AEROSSOL – M5 e o AEROSSOL – SBD correspondem aos casos em que se utilizou o modelo óptico M5 e o modelo de aerossol urbano do próprio SBDART, respectivamente. Para todos os casos foi considerado o valor médio diário para wv e para a AOD utilizou-se o valor próprio para cada horário segundo estimativas da AERONET. As linhas tracejadas representam a diferença absoluta entre a irradiância observada e a obtida para os casos simulados...................................................................100
Figura 4.25: Comparação entre irradiância solar global medida pelo MFRSR no canal de banda larga (OBS) e estimativas numéricas para o dia 26/09/2004. O M4 (AOD AERONET) e o M4 (AOD MFRSR) representam as irradiâncias estimadas com o modelo óptico M4 utilizando dados “instantâneos” de AOD da AERONET e do MFRSR, respectivamente. As linhas tracejadas descrevem as respectivas diferenças absolutas entre a observação e os dois casos numericamente simulados..................................................101
Lista de Figuras
xiv
Figura 4.26: Comparação entre irradiância solar global total medida pelo piranômetro CM21 (OBS) e estimativas numéricas avaliando o uso de valores médios de AOD e wv para o dia 26/09/2004. O M4 (AOD AERONET) e M4 (AOD MÉDIO) correspondem, respectivamente, à estimativa considerando valores instantâneos e médio diário de AOD segundo informações da AERONET. As linhas tracejadas nas cores preta e azul são as respectivas diferenças absolutas entre a observação e os dois casos citados. O gráfico tracejado na cor verde representa a diferença entre a observação e a simulação numérica em que considerou-se a variabilidade diurna da AOD e do wv ao invés de valores médios para essas duas variáveis...................................................................................................102
Figura 4.27: Simulação numérica do impacto de desvios na AOD referência (0,4 para
550 nm) sobre a irradiância solar global descendente na superfície. O impacto é avaliado a partir da diferença entre a irradiância calculada para a AOD referência e a obtida considerando os desvios em relação a essa AOD. (a) Para o disco solar localizado no zênite. (b) Para a distância zenital solar igual a 60 graus................................................. 103
Figura 4.28: Comparação entre irradiância solar global total medida pelo piranômetro CM21
(OBS) e estimativa numérica utilizando valores médios de AOD e wv para o dia 30/08/2004. O M3 (AOD MÉDIO) corresponde à estimativa numérica da irradiância considerando valores médios diário de AOD e wv da AERONET. Os gráficos nas cores verde e rosa correspondem, respectivamente ao desvio em percentagem dos valores de AOD e wv observados dos respectivos valores médios diários (<AOD>; <wv>). A diferença absoluta entre a irradiância observada e a simulada é apresentada no gráfico tracejado na cor azul.........................................................................................................104
xv
Lista de Tabelas
Tabela 1.1: Estimativas da contribuição anual de material particulado para atmosfera em
função da natureza da fonte. (Fonte: Horvath, 2000)...........................................................5
Tabela 2.1: Composição média da atmosfera no que se refere aos gases (Fonte: Sokolik,
2006)...................................................................................................................................19
Tabela 2.2: Atenuação da radiação solar pela atmosfera terrestre em função da altitude.
(Fonte: Iqbal, 1983).............................................................................................................23
Tabela 3.1: Comprimento de onda nominal e largura dos canais espectrais dos MFRSR’s....45
Tabela 3.2: Formulas de estimativas de incertezas na AOD e suas respectivas referências....61
Tabela 4.1: Estimativa da constante de calibração λ,0I (W.m
-2.nm
-1) para o canal 870 nm do
MFR34 e a respectiva incerteza estatística, )( ,0 λσ Im , a partir do Método Geral [Forgan,
1994] utilizando como referência (Ref.) os canais 440, 670, 870 e 1020 nm da
AERONET..........................................................................................................................70
Tabela 4.2: Estimativa da constante de calibração λ,0I (W.m
-2.nm
-1) para os canais 415, 670
e 1037 nm do MFR34 a partir do Método Geral (Forgan, 1994) utilizando como referência
o próprio canal 870 nm do MFR34. )( ,0 λσ Im é o desvio do valor médio,
λ,0I (médio).........................................................................................................................71
Tabela 4.3: Estimativa das constantes de calibração λ,0I (W.m
-2.nm
-1) para os canais do
MFR34 a partir do Método Langley Plot para medições realizadas no OPD/LNA durante o
inverno de 2005. )( ,0 λσ Im é o desvio do valor médio,
λ,0I (médio).................................73
Tabela 4.4: Indicadores estatísticos da diferença entre a AOD para os quatro canais do
MFR35 e do MFR34...........................................................................................................76
Lista de Siglas
AERONET - AErosol RObotic NETwork
AOD - Aerosol Optical Depth
ARM - Atmospheric Radiation Measurement
BAPMoN - Background Air Pollution Monitoring Network
CE318A - Cimel Eletronique 318 A
DCA - Departamento de Ciências Atmosféricas
DISORT - DIScret Ordinate Radiative Transfer
DJF - Dezembro; Janeiro; Fevereiro
DPD - Desvio Padrão das Diferenças
DQM - Desvio Quadrático Médio
DU - Dobson Unit
ESA - European Spacial Agency
GAW - Global Atmosphere Watch
GOES - Geostationary Operational Environmental Satellites
HG - Henyey-Greenstein
IAG – Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas
IFUSP - Instituto de Física da Universidade de São Paulo
INDOEX - Indian Ocean Experiment
IPCC - Intergovernmental Panel on Climate Change
IVP – Região do espectro eletromagnético correspondente ao infravermelho próximo
JJA - Junho; Julho; Agosto
LIDAR - Light Detection and Ranging
LNA - Laboratório Nacional de Astrofísica
MAM - Março; Abril; Maio
MD - Média dos Desvios
MFRSR - Multifilter Rotating Shadowband Radiometer
MLO - Mauna Loa
MODIS - Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer
NASA - National Aeronautic Spacial Agency
NCEP - National Centers for Environmental Prediction
OMM - Organização Mundial de Meteorologia
OPD - Observatório Pico dos Dias
Lista de Siglas
xvii
PAR - Photosynthetically Active Radiation
PFR - Precision Filter Radiometer
PIR – Piranômetro
RADAR - Radio Detection and Ranging
RMSP - Região Metropolitana de São Paulo
SAFARI - South African Fire Atmosphere Research Initiative
SBDART - Santa Barbara Disort Atmospheric Radiative Transfer
SCAR- B - Smoke, Clouds and Radiation in Brazil
SCIAMACHY - Scanning Imaging Absorption SpectroMeter for Atmospheric ChartographY
SKYNET - SKYradiometer NETwork
SON - Setembro; Outubro; Novembro
SRA - Sensoriamento Remoto Ativo
SRP - Sensoriamento Remoto Passivo
TARFOX - Tropospheric Aerosol Radiative Forcing Observacional Experiment
TOA - Top Of Atmosphere
TOMS - Total Ozone Mapping Spectrometer
U.A. - Unidade Astronômica
USP - Universidade de São Paulo
UTC - Universal Time, Coordinated
UV – Região do espectro eletromagnético correspondente ao ultravioleta
VIS - Região do espectro eletromagnético correspondente ao visível
WRC - World Radiation Center
YES - Yankee Environmental System
Sumário Capítulo 1: Introdução ........................................................................................................ 1
1.1 Aerossol Atmosférico................................................................................................... 4
1.1.1 Origem e Classificação .......................................................................................... 5
1.1.2 Balanço Radiativo do Sistema Terra-Atmosfera: Efeito dos Aerossóis................... 7
1.2. Sensoriamento Remoto do Aerossol à Superfície......................................................... 9
1.2.1 Fotometria Solar .................................................................................................. 10
1.3. Região Metropolitana de São Paulo (RMSP) ............................................................. 12
1.4. Objetivos do Trabalho ............................................................................................... 14
Capítulo 2: Quadro Teórico .............................................................................................. 15
2.1 Radiação Solar ........................................................................................................... 16
2.2 Atmosfera Terrestre.................................................................................................... 18
2.3 Interação Radiação Solar - Atmosfera Terrestre.......................................................... 22
2.3.1 Espalhamento pelas Moléculas ............................................................................ 25
2.3.2 Atenuação pelas Partículas de Aerossóis.............................................................. 27
2.3.3 Lei de Beer-Bouguer-Lambert ............................................................................. 33
2.3.4 Lei de Beer Aplicada na Atmosfera Terrestre....................................................... 34
2.3.5 Massa Óptica dos Constituintes Atmosféricos...................................................... 36
2.3.6 Fórmula de Turbidez de Ångström....................................................................... 38
Capítulo 3: Materiais e Métodos ....................................................................................... 40
3.1 Radiômetros ............................................................................................................... 41
3.1.1 Fotômetro Solar CE318A (Cimel Eletronique – 318A) ........................................ 41
3.1.2 Multi-Filter Rotating Shadowband Radiometer (MFRSR) ................................... 43
3.1.3 Piranômetro (CM21) e Sensor PAR (Photosynthetically active radiation) ........... 46
3.2 Calibração do CE318A e dos MFRSR’s ..................................................................... 47
3.2.1 Langley Plot ........................................................................................................ 47
3.2.2 Método Geral ...................................................................................................... 49
3.2.3 Calibração via Transferência ............................................................................... 51
3.2.4 Calibração do CE318A ........................................................................................ 52
3.2.5 Calibração dos MFRSR’s .................................................................................... 53
3.3 Cálculo da Profundidade Óptica do Aerossol.............................................................. 54
Sumário
xix
3.3.1 AERONET - CE318A ......................................................................................... 54
3.3.2 AOD - MFR34 e MFR35..................................................................................... 59
3.4 Modelos Ópticos de Aerossol ..................................................................................... 64
3.5 Santa Barbara Disort Radiative Transfer ................................................................... 66
Capítulo 4: Resultados ....................................................................................................... 67
4.1 Calibração dos MFRSR’s ........................................................................................... 68
4.1.1 Inverno de 2004: Método Geral ........................................................................... 68
4.1.2 Inverno 2005: Método Langley Plot..................................................................... 72
4.2 Profundidade Óptica do Aerossol ............................................................................... 75
4.2.1 MFR35 versus MFR34 ....................................................................................... 75
4.2.2 MFR34 versus AERONET .................................................................................. 79
4.3. Variabilidade das Propriedades Ópticas do Aerossol em São Paulo ........................... 89
4.4 Irradiância Solar à Superfície:Avaliação Numérica..................................................... 94
4.4.1 Testes de Sensibilidade - SBDART ..................................................................... 94
4.4.2 Irradiância Solar Global Modelada versus Medida..................................................98
Capítulo 5: Conclusões .................................................................................................... 105
5.1. AOD - MFRSR versus AERONET.......................................................................... 106
5.2. Irradiância Solar Global à Superfície ....................................................................... 107
5.3. Sugestões Para Trabalhos Futuros ........................................................................... 108
Capítulo 6: Referências Bibliográficas............................................................................ 110
Capítulo 1: Introdução
Capítulo 1 Introdução
2
Em 1996, o Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) considerou o efeito
do aerossol atmosférico como uma das principais fontes de incerteza nos prognósticos das
mudanças climáticas [IPCC, 1996]. Desde essa avaliação, significativos avanços foram
registrados no estudo dos aerossóis [Haywood e Boucher, 2000], impulsionados
principalmente pelas campanhas intensivas que têm sido levadas a cabo em diversas regiões
do globo (Tropospheric Aerosol Radiative Forcing Observacional Experiment – TARFOX
[Russell et al., 1999]; Indian Ocean Experiment – INDOEX [Ramanathan et al., 2001];
Smoke, Clouds and Radiation in Brazil – SCAR- B [Christopher et al., 2000]; South African
Fire Atmosphere Research Initiative – SAFARI [Hansell et al., 2003]). Essas campanhas são
de extrema importância na caracterização das propriedades físicas e químicas do aerossol em
regimes específicos. Entretanto, somente o monitoramento de longo prazo e em larga escala
espacial permite o estabelecimento de climatologias e a caracterização da distribuição espacial
dos aerossóis na atmosfera [Holben et al., 2001]. Este objetivo tem exigido um sinergismo
entre redes de monitoramento em superfície e medidas de satélites [Ichoku et al., 2003;
O´Neill et al., 2005]. Pela sua simplicidade e maior acurácia, o Sensoriamento Remoto
Passivo (SRP) a partir da superfície tem sido ferramenta referência no monitoramento do
aerossol [Holben et al., 2001; Alexandrov et al., 2002]. Com base na técnica da fotometria
solar multi-espectral [Shaw, 1983] e metodologias de inversão relativamente simples, as redes
de SRP à superfície cresceram significativamente na década passada. A primeira importante
rede desta natureza foi a Background Air Pollution Monitoring Network (BAPMoN)
estabelecida em 1968 pela Organização Mundial de Meteorologia (OMM) [O´Neill et al.,
2005]. Os fotômetros utilizados eram adotados de dois canais espectrais. Devido a problemas
relacionados com manutenção, calibração e procedimentos metodológicos a rede foi
desativada e os seus dados considerados impróprios para a caracterização global do aerossol.
Entretanto, estimulada pela comercialização dos instrumentos e a incorporação, por parte
destes, das novas tecnologias nos campos da eletrônica e óptica [Rollin, 2003], a fotometria
solar registrou significativos avanços a partir de meados da década de 1990. A disponibilidade
de informações com maior qualidade e a maior autonomia dos instrumentos incentivaram o
surgimento de novas redes de SRP no monitoramento do aerossol, tanto em nível regional
como global [McArthur et al. 2003]. Atualmente são duas as redes de escopo global: a
Aerosol Robotic NETwork (AERONET) coordenada pela National Aeronautic Spacial Agency
(NASA), operacional desde 1993 e que emprega fotômetros desenvolvidos pela Cimel
Eletronique (CE318A) [Holben et al., 1998] e a Global Atmosphere Watch (GAW)
pertencente à OMM, substituta da BAPMoN, que utiliza os Precision Filter Radiometers
Capítulo 1 Introdução
3
(PFRs) desenvolvidos pelo World Radiation Center (WRC) em Davos [McArhtur et al.,
2003]. Como exemplos de redes regionais existem a SKYradiometer NETwork (SKYNET)
[Kim et al., 2004] que adota a mesma família de instrumento que a AERONET e as dos
programas Atmospheric Radiation Measurement (ARM) [Michalsky et al., 2001] e
Quantitative Links [Michalsky et al., 2001]. Ambos os programas empregam como
instrumento padrão o Multifilter Rotating Shadowband Radiometer (MFRSR) [Harrison et al.,
1994].
Não obstante o potencial dos modernos fotômetros em fornecer informações com
significativa acurácia, trabalhos recentes [McArthur et al, 2003; Mitchell e Forgan, 2003],
motivados pela diversidade existente entre as redes no que diz respeito à instrumentação,
manutenção, estratégias de calibração e metodologias de inversão, têm alertado para a
necessidade de se avaliar a consistência entre os dados fornecidos por estas redes.
Tradicionalmente, tem-se utilizado campanhas intensivas realizadas em lugares específicos
(ex.: estações em altitude) para avaliar a consistência entre as informações derivadas de
diferentes fotômetros [Schmid et al., 1999; Estellés et al., 2002; Hansell et al., 2003].
Entretanto, os resultados destas campanhas podem não ser representativos do observado
quando esses instrumentos estão na sua base operacional [McArthur et al., 2003].
O presente trabalho, motivado pela existência de dois dos radiômetros amplamente
utilizados pelas redes citadas operando rotineiramente na cidade de São Paulo, propôs-se a
avaliar a consistência das informações sobre a profundidade óptica espectral do aerossol
(AOD, do termo inglês Aerosol Optical Depth) derivada destes. A AOD é uma medida de
quantificação do aerossol presente na coluna atmosférica, trata-se de uma variável chave no
monitoramento do aerossol [Holben et al., 2001]. Os radiômetros, um CE318A pertencente à
rede AERONET e dois MFRSR, doravante identificados por MFR34 e MFR35, pertencentes
ao Departamento de Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo (DCA-USP)
operaram simultaneamente entre julho de 2004 e março de 2006 no topo do Edifício Pelletron
do Instituto de Física da USP (IFUSP). Antes e após esse período apenas a operação do
MFR34 foi suspensa. O CE318A foi instalado no final do ano 2000 e o MFR35 no início de
2003.
O fato de nenhum trabalho anterior ter realizado uma avaliação conjunta conclusiva
das informações dadas pelos dois radiômetros também estimulou a abordagem do tema pelo
presente projeto. Esta avaliação é de extrema relevância visto que esses instrumentos
representam os primeiros esforços para o monitoramento contínuo das propriedades do
aerossol integrado na coluna atmosférica da Região Metropolitana de São Paulo (RMSP).
Capítulo 1 Introdução
4
Apesar dos dois radiômetros permitirem derivar valores espectrais de AOD, estão longe de
serem redundantes naquilo que oferecem, antes se complementam. Haja vista que como
objeto secundário o presente trabalho pretende avaliar a recuperação numérica da
irradiância solar global à superfície, na presença de modelos ópticos de aerossol
fornecidos por CE318A, comparando os resultados com medições efetuadas por
diferentes radiômetros entre os quais o MFRSR. Os modelos ópticos de aerossol foram
obtidos por Castanho [2005] e o código de transferência radiativa a ser utilizado na
recuperação da irradiância solar à superfície é o SBDART (do termo inglês Santa Barbara
Disort Atmospheric Radiative Transfer) [Ricchiazzi et al., 1998]. Esta avaliação, entre outras
contribuições, insere-se no processo de validação dos referidos modelos ópticos de aerossol,
uma vez que até o momento a aplicação destes restringiu à obtenção de AOD via satélite.
Com as recentes climatologias proporcionadas pelas redes de monitoramento do
aerossol [Holben et al., 2001], a variabilidade que caracteriza as propriedades do aerossol de
diferentes meios físicos (desertos, oceano, regiões rurais e urbanas, etc.) tem sido mostrada
com maior acurácia. Entretanto, mesmo entre locais que compartilham do mesmo tipo teórico
de aerossol, por exemplo, urbano/industrial, a variabilidade em muitos casos é bastante
acentuada [Dubovik et al., 2002] o que constitui um desafio para os modelos ópticos de
aerossol genéricos como, por exemplo, os de Shettle e Fenn [1979], principalmente quando se
almeja cálculos acurados. Os modelos ópticos dinâmicos têm sido a alternativa para a
representação da referida variabilidade [Remer e Kaufman, 1998; Procópio et al., 2003].
1.1 Aerossol Atmosférico
A expressão aerossol formalmente define um gás contendo partículas em suspensão
[Horvath, 2000]. No entanto, dentro da temática abordada pelo presente estudo, comumente
opta-se por restringir o uso do termo aerossol às partículas presentes na atmosfera, com
exceção dos hidrometeoros, terminologia adotada neste trabalho. O tamanho dessas partículas
pode variar entre 0,001 a 100 µm [Seinfeld e Pandis, 1998]. A seguir é feita uma revisão em
termos gerais do que há na literatura sobre o aerossol atmosférico no que diz respeito à sua
origem, classificação e participação no balanço radiativo dentro do sistema Terra-atmosfera.
Capítulo 1 Introdução
5
1.1.1 Origem e Classificação
Os aerossóis presentes na atmosfera podem ser oriundos de fontes e processos naturais
ou de atividades antropogênicas. Como exemplo de origem natural, temos as partículas
provenientes de emissões vulcânicas e, de origem antropogênica, temos os aerossóis
associados à queima de combustíveis fósseis. A Tabela 1.1 apresenta estimativas da
contribuição anual de material particulado para a atmosfera em função da natureza da fonte.
Sobre a escala global, os processos naturais de emissão são dominantes, porém, em áreas
urbanas, industriais e de queimadas, a atividade antropogênica pode superar a contribuição
dos processos naturais [Horvath, 2000]. Em regiões continentais remotas e ambientes rurais, a
concentração de material particulado é da ordem de 20 µg/m3; enquanto isso, em centros
urbanos poluídos, são observados valores acima de 100 µg/m3 [Horvath, 2000].
Tabela 1.1: Estimativas da contribuição anual de material particulado para atmosfera em função da natureza da
fonte. (Fonte: Horvath, 2000).
Fontes Quantidade de partículas produzidas
em Tg/ano
- Natural
Solo 100-500
Queimadas de florestas 3-150
Sal marinho 300
Emissões vulcânicas 25-150
Partículas de conversão gás-partícula
Sulfato a partir de H2S 130-200
Nitrato a partir de NOx 60-430
Hidrocarbonetos provenientes de plantas 75-200
Subtotal natural 773-2200
- Origem antropogênica
Partículas emitidas diretamente 10-90
Partículas de conversão gás-partícula
Sulfato a partir de SO2 130-200
Nitrato a partir de NOx 30-35
Hidrocarbonetos 15-90
Subtotal antropogênico 185-415
Capítulo 1 Introdução
6
As partículas podem ser emitidas diretamente para a atmosfera (aerossol primário), ou
serem formadas na atmosfera por meio de processos de conversão gás-partícula (aerossol
secundário) [Raes et al., 2000]. Na atmosfera o aerossol pode passar por processos físicos e
químicos com conseqüentes modificações nas suas propriedades [Martins et al., 1998]. O
tamanho e a composição das partículas podem ser alterados devido aos processos de
nucleação, coagulação, evaporação, condensação, etc. [Raes et al., 2000].
O tempo de residência dos aerossóis na atmosfera varia de minutos a semanas, com
exceção das partículas presentes na estratosfera que podem alcançar tempo de residência de
anos [Horvath, 2000]. Em função disso, os aerossóis podem ser transportados pela circulação
atmosférica, afetando regiões remotas às fontes [Yamasoe, 1999; Horvath, 2000; Castanho,
2005]. O tempo de residência é, também, determinado pelos processos de remoção,
usualmente classificados em deposição úmida e deposição seca [Horvath, 2000]. Como
exemplos de mecanismos de deposição seca têm-se a sedimentação e a difusão, e de
deposição úmida, os processos de remoção dentro e abaixo das nuvens [Yamasoe, 1999].
A Figura 1.1 apresenta a classificação do aerossol em função do seu tamanho e indica
os processos responsáveis pela origem e remoção destes. Como se percebe, os aerossóis
podem ser divididos em dois grandes grupos: o da moda fina, caracterizado por partículas
com diâmetro menor que 2 µm e o da moda grossa que contempla partículas com diâmetros
acima deste valor. As partículas da moda fina, no geral, estão relacionas com processos
químicos como combustão e conversão gás-partícula, enquanto o aerossol da moda grossa é
gerado principalmente por processos mecânicos, como por exemplo, a ressuspensão de poeira
do solo e de partículas marinhas pelo vento.
O material particulado também tem sido classificado em função da sua penetração no
sistema respiratório. Partículas com diâmetro inferior a 10 µm são classificados como
material particulado inalável, pois penetram no sistema respiratório humano. As partículas da
moda fina podem atingir os alvéolos pulmonares enquanto que os da moda grossa geralmente
ficam retidas nas vias respiratórias superiores [Horvath, 2000]. Os efeitos do material
particulado na saúde humana têm sido objetivo de diversos estudos [Ribeiro, 2002] em vista
da sua relevância social, entretanto, o enfoque do presente trabalho é sobre os efeitos no
balanço radiativo do sistema Terra-Atmosfera.
Capítulo 1 Introdução
7
Figura 1.1: Classificação das partículas de aerossol em função do seu diâmetro e os principais processos
relacionados à origem e remoção destes. (Fonte: Pueschel, 1995).
1.1.2 Balanço Radiativo do Sistema Terra-Atmosfera: Efeito dos
Aerossóis
Os aerossóis participam de forma efetiva no balanço radiativo do sistema Terra-
Atmosfera [Haywood e Boucher, 2000; Ramanathan et al. 2001]. A sua forçante radiativa tem
sido equiparada, em magnitude, à dos gases responsáveis pelo efeito estufa [IPCC, 2001]. A
forçante radiativa é definida como variação na irradiância líquida para um determinado nível
da atmosfera devido à aplicação de uma perturbação [Yamasoe, 1999]. Como exemplos de
perturbação temos as alterações na quantidade de radiação solar incidente no topo da
atmosfera, composição da atmosfera e mudanças nas propriedades da superfície.
Capítulo 1 Introdução
8
As partículas de aerossol interagem com a radiação solar incidente na atmosfera
podendo provocar absorção e/ou espalhamento dessa radiação alterando, deste modo, o albedo
planetário e reduzindo a quantidade de energia à superfície [Haywood e Boucher, 2000]. Este
processo é designado de efeito direto do aerossol [Charlson et al., 1991, 1992; IPCC, 2001].
Estimativas do IPCC apontam que o impacto global do efeito direto é no sentido de
resfriamento do sistema Terra-Atmosfera com valores entre -0,2 e -1,5 W.m-2. Apesar desse
saldo negativo, determinados tipos de aerossóis, nomeadamente o black carbon1, apresentam
uma forçante radiativa positiva estimada entre 0,16 e 0,42 W.m-2 [Haywood e Boucher,
2000]. Estudos têm mostrado que o impacto local do efeito do aerossol supera
significativamente estes valores. Martins [1999] e Hansell et al. [2003] obtiveram,
respectivamente, -15±5 W.m-2 e -13 W.m-2 como estimativa da forçante radiativa para
aerossóis da queima de biomassa, entretanto Yamasoe [1999] sugere que a forçante radiativa
para regiões de queimadas pode chegar a -45 W.m-2. Yabe et al [2003] estimaram em
-20 W.m-2 a forçante radiativa do aerossol para a região urbana de Kyoto, no Japão. A
absorção da radiação solar pelo aerossol pode influenciar a estrutura vertical da temperatura
na atmosfera e, portanto, a sua termodinâmica, impacto que tem sido classificado como efeito
semi-direto [Yu et al., 2005].
As partículas de aerossol também atuam como núcleos de condensação, podendo
afetar a microfísica das nuvens, como por exemplo, induzir a redução do tamanho das gotas, e
portanto, alterar as propriedades ópticas das nuvens e a sua vida média na atmosfera
[Twomey, 1974; Schwartz, 1996; Ramanathan et al., 2001]. Deste modo, as partículas estarão
afetando de forma indireta o balanço radiativo, uma vez que as nuvens desempenham um
papel crucial neste balanço. A forçante radiativa global do efeito indireto é estimado entre
-0,3 e -1,8 W.m-2 [Haywood e Boucher, 2000].
As incertezas associadas às estimativas de forçante radiativa do aerossol ainda são
importantes e isso deve-se principalmente ao incompleto conhecimento das propriedades
físicas e químicas do aerossol, assim como ao limitado entendimento da interação entre as
nuvens e o aerossol [Yu et al. 2005].
Contrariamente a alguns gases do efeito estufa, a distribuição espacial e temporal do
aerossol atmosférico é altamente não homogênea o que, apesar de todo o esforço, torna a
quantificação da forçante radiativa das partículas de aerossóis mais complexa. Essa
heterogeneidade deve-se principalmente à distribuição geográfica das fontes e ao curto tempo
1 Partículas emitidas por processos de combustão incompleta, por exemplo, durante a queima de biomassa. Apresentam alta eficiência absorvedora na região visível do espectro solar.
Capítulo 1 Introdução
9
de residência das partículas na atmosfera [Haywood e Boucher, 2000]. As propriedades das
partículas de aerossóis são fortemente correlacionadas com a fonte de origem e o tempo de
residência. Uma acurada avaliação da forçante radiativa dos aerossóis requer informações
compreensivas e precisas das suas propriedades. É com esse objetivo que esforços divididos
em diversas frentes entre as quais campanhas de medição, redes de monitoramento e
modelagem numérica têm sido empenhados. O sensoriamento remoto passivo a partir da
superfície, objeto do presente estudo, tem sido uma ferramenta fundamental nesse esforço.
1.2. Sensoriamento Remoto do Aerossol à Superfície
O termo sensoriamento remoto é geralmente utilizado para definir a arte de medir à
distância, isto é, resgatar informações sobre um objeto sem interagir diretamente com este
[Lenoble, 1993]. A informação é transportada do observado ao observador por meio de ondas
que são usualmente eletromagnéticas ou sonoras. Restringindo-se às eletromagnéticas, que
interessam à temática abordada por este trabalho, estas podem ser produzidas artificialmente
ou provenientes de fontes naturais, e ambas têm sido utilizadas no sensoriamento remoto do
aerossol a partir da superfície [Holben et al., 1998; Landulfo et al., 2003]. A técnica que
utiliza ondas eletromagnéticas artificiais é denominada de Sensoriamento Remoto Ativo
(SRA) da qual temos como exemplos o Light Detection and Ranging (LIDAR) e o Radio
Detection and Ranging (RADAR). No entanto, a observação remota da atmosfera é na sua
maior parte realizada utilizando ondas eletromagnéticas provenientes de fontes naturais
[Lenoble, 1993], inclusive o sensoriamento remoto do aerossol atmosférico a partir da
superfície. Entre as técnicas de SRP à superfície, a fotometria solar multi-espectral [Shaw,
1983] é a que tem sido amplamente utilizada no monitoramento do aerossol. Isso se deve à
simplicidade de sua base conceitual associada à alta qualidade dos seus dados, permitindo sua
aplicação na validação e correção de dados de outras técnicas alternativas de sensoriamento
remoto (ex.: satélites e LIDAR) [Yu et al., 2005]. No capítulo 2 serão apresentados os
aspectos teóricos que descrevem a interação entre a radiação solar espectral e os constituintes
atmosféricos que são a base da prospecção atmosférica pelas técnicas de sensoriamento
remoto.
Capítulo 1 Introdução
10
1.2.1 Fotometria Solar
A fotometria solar está fundamentada na lei de Beer-Bouguer-Lambert2, que descreve
a atenuação de um feixe de radiação monocromático ao atravessar um meio. No presente
contexto, o meio é a atmosfera terrestre e o feixe de radiação monocromático é proveniente
diretamente do Sol. A transmitância atmosférica é função da atenuação do feixe
eletromagnético incidente devido ao espalhamento e/ou absorção provocados pelos seus
constituintes. Medindo a magnitude do feixe transmitido diretamente pela atmosfera e
conhecendo a sua intensidade ao incidir no topo, a aplicação da lei de Beer-Bouguer-Lambert
torna-se imediata para o cálculo da transmitância atmosférica. Objetivando essa aplicação, os
fotômetros solares multi-espectrais consistem de radiômetros dotados de pequeno campo de
visão (1o a 3o) e filtros de interferência com banda de transmissão relativamente estreita, da
ordem de 6 a 10 nm [Rollin, 2003]. Como alternativa aos de campo de visão restrito, certos
radiômetros utilizam a técnica de sombreamento para estimar o componente direto da
radiação solar [Harrison e Michalsky, 1994]. O precursor dos modernos fotômetros foi
desenvolvido em 1959, denominado de Voltz hand held photometer, e apresentava apenas
duas bandas espectrais com o objetivo de medir a turbidez atmosférica [Augustine et al.,
2003]. Os atuais fotômetros apresentam um número maior de canais e incorporam todo o
avanço tecnológico nas áreas de óptica e da eletrônica. Isso significa, entre outros ganhos, o
aumento da sensibilidade dos detectores, portabilidade e autonomia. Não obstante a maior
estabilidade oferecida pelos atuais fotômetros, esta continua sendo um dos principais desafios
para a fotometria [Shaw, 1983; Rollin, 2003; O’Neill et al., 2005]. A estabilidade é
fundamental para a acurácia dos dados, principalmente para as redes de monitoramento.
Como referido anteriormente, a primeira importante rede de monitoramento global de
aerossol, a BAPMoN ativa de 1968 ao início da década de 90, teve seus dados avaliados como
inconsistentes para caracterizar a distribuição global do aerossol devido, principalmente, a
problemas relacionados com a estabilidade dos instrumentos [O’Neill, 2005]. Em função
disso, as redes atuais procuram adotar rigorosos protocolos de calibração e manutenção. O
principal exemplo disso é a rede AERONET que possui centenas de estações em todo mundo
e os instrumentos são calibrados anualmente em centro especializado onde são reavaliados
diante de instrumentos referência [Holben et al., 1998].
Shaw [1983] e Rollin [2003] discutem as principais fontes de erros nos dados da
fotometria onde destacam a calibração e a estabilidade. Entre as calibrações a que um
2 Maiores detalhes sobre a Lei de Beer-Bouguer-Lambert são apresentados no capítulo 2.
Capítulo 1 Introdução
11
fotômetro está sujeito a mais importante se refere à constante de calibração (Io,λ) [Forgan,
1994]. Para medição num particular canal espectral de um fotômetro, a constante de
calibração é o valor de irradiância ou radiância solar que o instrumento registraria caso
localizado no topo da atmosfera para uma distância Terra-Sol de 1 Unidade Astronômica
(U.A.). Estimativas da constante de calibração obtidas em laboratório, utilizando fontes de
energia artificiais e de resposta espectral conhecida, têm a sua acurácia limitada entre 2 e 5%,
incerteza crítica para o cálculo da profundidade óptica espectral do aerossol [Forgan, 1994;
Michalsky et al., 2001]. Sob condições de baixa concentração de material particulado, isto é,
para AOD (λ = 500 nm) igual a 0,05, um erro de 1 % na constante de calibração pode resultar
em erros de até 12 % no valor da AOD [OMM, 2003]. Por isso, a OMM tem recomendado
como aceitável, um limite absoluto da incerteza estimada para a AOD de 0,02, e sugere que o
ideal seja 0,01. Essas recomendações implicam que a incerteza na constante de calibração seja
menor que 2%, meta que as tentativas de calibração em laboratório não se mostraram hábeis
em atingir [Schmid et al., 1998]. Este fato associado ao significativo número de radiômetros
atualmente em uso pelas redes e à natureza remota da localização de alguns instrumentos têm
estimulado o uso de técnicas de campo [Shaw, 1983; Forgan, 1989; Forgan, 1994;
Alexandrov et al, 2002; Cachorro et al., 2004]. Entre os métodos de campo, o Langley Plot3
[Shaw, 1983] é considerado o padrão, no entanto, devido às severas restrições para a sua
aplicação, variações deste [Forgan, 1989; Soufflet et al., 1992] e novas metodologias
[Forgan4, 1994; Cachorro et al., 2004; Alexandrov et al., 2002] têm sido propostas.
Os outros elementos cuja estabilidade é importante são a resposta espectral, a
sensibilidade térmica e a eficiência de transmissão dos filtros. A fotometria multi-espectral
tem os seus dados derivados com base na sensibilidade ao comprimento de onda da radiação,
portanto, as características espectrais de um determinado instrumento precisam ser bem
conhecidas e estáveis no tempo. Em relação à sensibilidade térmica, usualmente o que se faz é
controlar a temperatura no fotômetro ou registrar a temperatura e efetuar posteriores
correções. Ambos os métodos requerem atenção sob o risco de introduzirem erros nas
medições. A estabilidade temporal tem sido associada principalmente à eficiência de
transmissão dos filtros [Rollin, 2003]. Variação na sensibilidade acima de 10% ao ano tem
sido registrada para alguns fotômetros [Forgan, 1994]. Para um dos seus instrumentos de
referência operados em Mauna Loa, Hawai (MLO), a AERONET tem registrado variação
entre 0,24%/ano para o canal espectral 870 nm e 3,90%/ano para 675 nm [Holben et al.
3, 4 Aplicados no presente trabalho. Detalhados no Capítulo 3.
Capítulo 1 Introdução
12
2001]. Isto mostra a importância do monitoramento da calibração dos fotômetros e da sua
regular atualização. Junto com a degradação dos componentes dos instrumentos, a diversidade
de radiômetros operados pelas redes de monitoramento destaca-se como mais um desafio para
comparação das informações sobre o aerossol por elas geradas.
1.3. Região Metropolitana de São Paulo (RMSP)
A região metropolitana de São Paulo localiza-se a 850 m do nível médio do mar na
latitude de 23,65o Sul e longitude de 46,62o Oeste a 60 km do litoral (Figura 1.2). Os seus
mais de 10 milhões de habitantes e mais de 5 milhões de veículos contribuem para a sua
classificação como o maior aglomerado urbano da América do Sul e um dos maiores do
mundo [Landulfo et al., 2003]. O clima da RMSP é caracterizado por duas estações bem
definidas, um verão chuvoso com médias mensais de precipitação acima de 100 mm, de
origem marcadamente convectiva, e um inverno seco com precipitação média mensal abaixo
de 50 mm associada, principalmente, ao deslocamento das massas de ar provenientes do sul
do país. As características dessas duas estações são determinantes na concentração do material
particulado dentro da coluna atmosférica da cidade. Durante o período de verão as condições
atmosféricas são favoráveis à dispersão e remoção do material particulado, contrariamente às
condições verificadas no inverno [Andrade et al., 1994; Freitas, 2003].
Figura 1.2: Localização geográfica da RMSP destacando a cidade de São Paulo.
Capítulo 1 Introdução
13
As medições da concentração de material particulado tanto in situ [Castanho, 2005]
quanto integrada na coluna atmosférica têm refletido a significativa variabilidade sazonal que
as condições atmosféricas impõem à concentração dos aerossóis na RMSP. Outros fatores
também contribuem para essa variabilidade. Alguns trabalhos [Landulfo et al., 2003; Freitas
et al., 2005; Castanho, 2005] têm mostrado que durante o período de queimadas na região da
Amazônia as plumas de aerossóis geradas são transportadas pela circulação atmosférica a
longas distâncias atingindo, inclusive, a região sudeste do Brasil onde se situa a cidade de São
Paulo. Para as estações de medição próximas à superfície esse material particulado é
imperceptível, pois o transporte é realizado em níveis superiores da atmosfera a cerca de 3 km
de altitude [Landulfo et al., 2003]. No entanto, o transporte dessas plumas sobre a cidade
aumenta a profundidade óptica do aerossol na atmosfera local a níveis próximos das
verificadas em regiões onde ocorre a queima de biomassa reduzindo, deste modo,
significativamente o fluxo de energia solar à superfície. Apesar da influência de fontes
remotas, a contribuição de fontes locais para a concentração do material particulado presente
na atmosfera é dominante ao longo do ano. A emissão dos veículos a diesel e gasolina,
seguida de ressuspensão de poeira do solo e emissões da indústria, compõem as principais
fontes locais de material particulado para a atmosfera de São Paulo [Andrade et al., 1994;
Castanho e Artaxo, 2001]. A análise da composição do material particulado fino na cidade
apontou contribuição de 20% de sulfatos, 12% de outros inorgânicos, 40% de carbono
orgânico e 21% de black carbon [Andrade et al., 1994; Castanho e Artaxo, 2001]. Segundo
Castanho [2005], a fração deste ultimo para São Paulo encontra-se consideravelmente acima
da verificada em algumas regiões urbanas dos Estados Unidos. À semelhança de outros
centros urbanos, a distribuição de volume do material particulado apresenta duas modas bem
definidas, uma moda de acumulação com raio médio de 0,13±0,02 µm, e uma moda grossa
que possui raio médio em torno de 3,2±0,6 µm [Castanho, 2005].
São escassos os trabalhos que avaliam as propriedades ópticas do aerossol integrado
na coluna e o seu impacto no balanço radiativo para a RMSP. O trabalho realizado por
Castanho [2005] foi pioneiro na caracterização de modelos ópticos para o aerossol de São
Paulo, o primeiro passo para avaliação dos efeitos do aerossol da cidade sob o aspecto do
balanço radiativo. Na origem da escassez de estudos relacionados com o efeito radiativo do
aerossol está o fato do monitoramento do aerossol presente na coluna atmosférica de São
Paulo ser recente quando comparado com outras regiões do globo. As primeiras medições
obtidas de forma contínua e com condições para se estimar acuradamente informações sobre o
aerossol foram realizadas partir de novembro de 1999 utilizando um dos instrumentos
Capítulo 1 Introdução
14
MFRSR analisados neste trabalho. Posteriormente, no final do ano 2000, foi instalado o
fotômetro CE318A da rede AERONET que permitiu a caracterização mais detalhada das
propriedades dos aerossóis para São Paulo. Entretanto, experimentos isolados como os
realizados anteriormente por Plana-Fattori e Rozante [1997] e Plana-Fattori [1989] analisaram
informações sobre o material particulado presente na coluna atmosférica a partir de medidas
de irradiância direcional solar incidente à superfície. Essas medidas foram realizadas
utilizando filtros de banda larga, o que limitou seriamente a acurácia dos resultados obtidos.
Os atuais radiômetros instalados no edifício Pelletron do IFUSP (MFRSR, CE318A,
piranômetro CM21, sensor PAR SKE510) representam um grande avanço para a
caracterização das propriedades e efeitos do aerossol presente na coluna atmosférica da
RMSP.
1.4. Objetivos do Trabalho
• O objetivo principal deste trabalho é comparar a profundidade óptica espectral do
aerossol para São Paulo obtida a partir de dois modelos de radiômetros com princípios
de operação distintos, Multifilter Rotating Shadowband Radiometer (MFRSR) que
utiliza a técnica de ocultação do disco solar e o fotômetro CE318A da AERONET que
efetua observações diretas do sol. Ambos foram projetados visando a aplicação da lei
de Beer.
• Como objetivo secundário procurou-se avaliar o desempenho dos modelos ópticos de
aerossol propostos por Castanho [2005] na recuperação de irradiância solar global à
superfície. Para isso foram utilizados o código de transferência radiativa SBDART
para simular a irradiância à superfície na presença dos modelos ópticos e medições
efetuadas por três radiômetros.
Capítulo 2: Quadro Teórico
Capítulo 2 Quadro Teórico
16
2.1 Radiação Solar
O Sol é a principal fonte externa de energia para o nosso planeta. A sua energia chega
ao sistema Terra-atmosfera na forma de radiação eletromagnética cuja curva de distribuição
espectral é muito próxima da de um corpo negro a 6000K apresentada na Figura 2.1. A porção
colorida corresponde à região visível do espectro eletromagnético.
Comprimento de onda (nm)
Den
sida
de (
1013
wat
ts/m
3 )
Comprimento de onda (nm)
Den
sida
de (
1013
wat
ts/m
3 )
Comprimento de onda (nm)
Den
sida
de (
1013
wat
ts/m
3 )
Comprimento de onda (nm)
Den
sida
de (
1013
wat
ts/m
3 )
Figura 2.1: Curva de distribuição espectral da energia para corpos negros a diferentes temperaturas. O corpo
negro a 6000K é o representativo do Sol. A região colorida abaixo das curvas representa a região visível do
espectro eletromagnético. (Fonte: Disponível em: http://hyperphysics.phy-astr.gsu.edu. Acesso em: abril 2006).
No caso do sol, aproximadamente 46% da sua energia que atinge o topo da atmosfera
(TOA, do termo inglês Top Of Atmosphere) terrestre concentra-se na região visível do
espectro [Iqbal, 1983]. A Figura 2.2 mostra o espectro eletromagnético colocando em
destaque a região correspondente ao espectro solar. É comum dividir o espectro da radiação
solar em três bandas: ultravioleta (UV), compreendido entre 0,12 e 0,40 µm, visível (VIS),
que vai de 0,40 a 0,76 µm e o infravermelho próximo (IVP), definido entre 0,76 e 4 µm
[Ceballos, 2000].
A distribuição da radiação espectral incidente no topo da atmosfera é de extrema
importância em diversas áreas de pesquisa. O conhecimento dessa distribuição é fundamental
Capítulo 2 Quadro Teórico
17
no sensoriamento remoto do sistema Terra-atmosfera e especificamente no monitoramento do
aerossol atmosférico.
Figura 2.2: Espectro eletromagnético. Em destaque a região espectral correspondente à radiação solar com a
região visível do espectro identificada como luz (Fonte: Apostila Sensor-Rem-INPE.pdf; Disponível em:
http://www.fca.unesp.br/intranet/celia.php. Acesso em: 16 maio 2006)
Atualmente se conhece com relativa acurácia a distribuição espectral da radiação solar
que chega no TOA. A Figura 2.3 mostra, como exemplo, a distribuição espectral da radiação
solar de acordo com a biblioteca Lowtran 7 que faz parte do algoritmo SBDART. Entretanto,
a distribuição espectral da radiação solar dentro da atmosfera terrestre é significativamente
modulada pela composição da atmosfera terrestre e também pela variabilidade espaço-
temporal dos seus constituintes.
Figura 2.3: Distribuição espectral da irradiância solar no topo da atmosfera terrestre segundo a biblioteca
Lowtran 7. (Fonte: Castanho, 2005).
Capítulo 2 Quadro Teórico
18
2.2 Atmosfera Terrestre
A atmosfera terrestre comumente é dividida em 5 camadas caracterizadas
principalmente pelas variações nos perfis verticais da temperatura e da pressão. São estas: (a)
Troposfera, camada inferior da atmosfera que se estende da superfície até cerca de 10 a 15 km
dependendo da latitude, é onde ocorre a maior parte dos fenômenos estudados pela
meteorologia. Caracteriza-se pela rápida diminuição da temperatura com a altitude. O limite
superior é designado de tropopausa; (b) Estratosfera, camada entre a tropopausa e
aproximadamente 45 a 55 km cujo limite superior é identificado como estratopausa. É onde se
encontra localizada a camada de ozônio. A principal característica dessa camada é o aumento
da temperatura com a altitude; (c) Mesosfera, estende da estratopausa até a mesopausa (~ 80 a
90 km). A temperatura nesta camada cai com a altitude atingindo o menor valor observado em
toda a atmosfera; (d) Termosfera, região acima da mesopausa caracterizado por temperaturas
relativamente altas devido à absorção da radiação de onda curta pelas moléculas de
nitrogênio, N2, e oxigênio, O2. Entre a termosfera e a mesosfera situa-se a região denominada
de ionosfera onde são produzidos íons pelo processo de fotoíonização; (e) Exosfera, camada
acima de 500 km de altitude. Nesta região da atmosfera as moléculas de gases com energia
suficiente podem escapar da ação gravitacional da terra.
A composição da atmosfera por sua vez é dominada pelos gases nitrogênio (78%) e
oxigênio (21%) como mostra a Tabela 2.1. Para uma atmosfera seca, os gases traços
constituem menos que 1% da atmosfera. O vapor d’água (H2O) tem a sua abundância
controlada pelos processos de evaporação e precipitação podendo em certas regiões do globo
como, por exemplo, nos trópicos apresentar fração apreciável na composição atmosférica
(4%). Enquanto isso, nos pólos a sua fração dentro da composição da atmosfera pode ser
bastante reduzida (0,0001%).
A distribuição vertical típica de alguns dos principais constituintes químicos da
atmosfera é apresentada na Figura 2.4, onde pode ser destacada a maior concentração do H2O
nos primeiros níveis da atmosfera, a camada de O3 em torno de 30 km acima da superfície e a
constância na concentração do CO2 e do O2 para as camadas abaixo de 90 km.
Os constituintes minoritários, embora apresentem-se em frações aparentemente insignificantes
dentro da composição atmosférica, desempenham um importante papel no balanço radiativo
na atmosfera terrestre
Capítulo 2 Quadro Teórico
19
Tabela 2.1: Composição média da atmosfera no que se refere aos gases. (Fonte: Sokolik, 2006)
Gases Volume (%) Características
Gases Constantes
Nitrogênio, N2 78,08
Alta dissociação fotoquímica na
ionosfera, bem misturado para baixos
níveis
Oxigênio, O2 20,95 Dissociação fotoquímica acima de 90
km, misturado nos baixos níveis
Argônio, Ar 0,93 Bem misturado acima de 110 km
Neônio, Ne 0,0018
Hélio, He 0,0005
Criptônio, Kr 0,0001
Xenônio, Xe 0,000009
Misturado em maior parte na média
atmosfera
Gases variáveis
Vapor d’água, H2O 4,0% (trópicos)
0,0001% (Pólo sul)
Altamente variável;
fotodissociado acima de 80 km
Dióxido de Carbono,
CO2
0,0365% (tendência de
aumento a uma taxa de 0,4%
por ano)
Pouco variável à superfície; bem
misturado acima de 100 km
Metano, CH4
0,00018% (tendência de
aumento devido à agricultura)
Misturado na troposfera; dissociado na
estratosfera
Hidrogênio, H2 0,00006% Produto de reações fotoquímicas
Óxido Nitroso, N2O 0,00003% Pouco variável à superfície; dissociado
na estratosfera e mesosfera
Monóxido de carbono,
CO
0,000009% Variável
Ozônio, O3 0,000001% - 0,0004% Altamente variável;
de origem fotoquímica
Clorofluorcarbonetos,
CF2Cl2
~0,00000005% Misturado na troposfera; dissociado na
estratosfera
.
Capítulo 2 Quadro Teórico
20
Razão de mistura
Alt
itud
e (k
m)
Razão de mistura
Alt
itud
e (k
m)
Figura 2.4: Distribuição vertical típica dos principais constituintes químicos da atmosfera. Os perfis em
pontilhado destacam alguns desses constituintes. (Fonte: Meloni, 2005).
Na atmosfera também são encontradas partículas de aerossol provenientes de fontes e
processos naturais, como, por exemplo, emissões vulcânicas e ressuspensão de poeira do solo.
Além da emissão natural, fontes e processos antropogênicos, como, por exemplo, as
queimadas e a queima de combustíveis fósseis pelos veículos automotores e indústrias têm
introduzido importantes concentrações de material particulado na atmosfera. Essas partículas
uma vez emitidas e presentes na atmosfera passam a fazer parte da sua composição e a
participar de diversos processos físico-químicos que ocorrem dentro dela. Com exceção de
emissões vulcânicas que podem alcançar a estratosfera, a maioria dos aerossóis se concentra
nos primeiros níveis da atmosfera. A Figura 2.5 mostra, através da profundidade óptica dos
aerossóis obtida pelo sensor MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer) a
bordo dos satélites Terra e Aqua, um exemplo da distribuição global de partículas de
aerossóis na atmosfera. Um mapa correspondente ao material particulado da moda fina
(Figura 2.5a) e outro para a moda grossa (Figura 2.5b) são apresentados. É notável a
variabilidade espacial no que diz respeito à concentração e ao tamanho das partículas na
atmosfera.
Capítulo 2 Quadro Teórico
21
Profundidade óptica do aerossol em 0,55 µµµµmProfundidade óptica do aerossol em 0,55 µµµµm
Figura 2.5: Distribuição global da profundidade óptica de partículas da moda fina e grossa derivados a partir de
medições do sensor MODIS a bordo dos satélites Terra e Aqua para setembro de 2000. A AOD é obtida para
0,55µm e representa uma medida de concentração de partículas de aerossol na coluna atmosférica. As regiões
mais escuras correspondem a superfícies com propriedades impróprias para aplicar o algoritmo de inversão do
MODIS. As caixas brancas indicam regiões com alta concentração de partículas. (a) Aerossol da moda fina. Em
destaque a poluição nos países da Europa, América do Norte e no sul e leste da Ásia (regiões a, c e e), as
queimadas na América do Sul e sul da África (regiões b e d). (b) Aerossol da moda grossa. As regiões a e c
mostram o aerossol associado aos desertos na África e no Oriente Médio e a região b exibe o domínio das
partículas de sal marinho no sul do hemisfério austral. (Fonte: Kaufman et al., 2002).
Capítulo 2 Quadro Teórico
22
2.3 Interação Radiação Solar - Atmosfera Terrestre
A radiação solar ao penetrar a atmosfera terrestre passa pelo processo denominado de
atenuação. A atenuação, junto com a emissão, são os dois principais tipos de interação que se
estabelece entre a radiação eletromagnética e a matéria. A atenuação é o processo responsável
pela diminuição da intensidade da energia radiante. Esta ocorre devido à absorção e
espalhamento, sendo que a absorção remove a energia do campo de radiação transformando-a
em outra forma de energia e o espalhamento apenas a redireciona. A atenuação da radiação
solar pela atmosfera varia espectralmente devido à composição da atmosfera e espacialmente
devido à distribuição dos seus constituintes. A Figura 2.6 apresenta a distribuição espectral da
energia associada à radiação solar para os seguintes casos: espectro de energia de um corpo
negro à temperatura do sol, espectro de energia da radiação solar extra-terrestre e espectro de
energia da radiação solar típica observada ao nível médio do mar. A Tabela 2.2 por sua vez
descreve a atenuação da radiação solar como função da região do espectro e da altitude.
Figura 2.6: Distribuição da irradiância espectral solar no topo da atmosfera, ao nível médio do mar e de um
corpo negro à temperatura de 5900K. As áreas pontilhadas exibem as regiões espectrais de forte absorção pelos
gases presentes na atmosfera. (Fonte: Seinfeld e Pandis, 1998).
Capítulo 2 Quadro Teórico
23
Como se percebe, os mais importantes gases absorvedores da radiação solar na
atmosfera são O2, O3 e H2O. Uma importante característica dos gases é a sua propriedade de
absorver a radiação em regiões espectrais específicas. A Figura 2.7 mostra o espectro de
absorção do O2, O3, H2O e da atmosfera como um todo.
Tabela 2.2: Atenuação da radiação solar pela atmosfera terrestre em função da altitude. (Fonte: Iqbal, 1983).
Altitude > 60 km 60 - 33 km 33 - 11 km 11 - 2 km 2 km - superfície
0,12
a
0,20 µm
Absorção
total pelo
O2
0,20
a
0,29 µm
Absorção pelo
O2 (0,20 a
0,21 µm)
e pelo O3
Nenhuma radiação
abaixo 11 km
0,29
a
0,32 µm
Fraca absorção
O3
Forte absorção
O3
Penetração
significativa
para
atmosfera limpa
0,32
a
0,35 µm
Forte absorção
O3
Para atmosfera
limpa cerca de
40%
0,35
a
0,55 µm
Domínio de
espalhamento por
moléculas de gases
Penetração
variável.
Entre
0,32 e 0,7 µm
os aerossóis são
importantes
atenuadores
0,55
a
0,9 µm
Pouca perda
de energia
Espalhamento
e absorção
por aerossol
(poeira).
0,9
a
2,5 µm
Principal
absorvedor H2O;
CO2 absorve em
2 µm
Penetração pelas janelas
aproximadamente em
1,2, 1,6, e 2,2 µm
2,5
a
7,0 µm
Pouca
quantidade de
energia
Pouca quantidade de
energia
Penetração não significativa, exceto
para as janelas 3,8 e 4,9 µm
Reg
iões
do
espe
ctro
sol
ar
7,0
a
20,0 µm
Inte
nsid
ade
da r
adia
ção
próx
ima
à in
cide
nte
no to
po d
a at
mos
fera
; aum
ento
gra
dual
do
espa
lham
ento
par
a co
mpr
imen
tos
de o
nda
men
ores
.
Forte absorção em
9,7 µm (O3) e 12 -
17 µm (CO2)
Perda moderada. Diversas bandas de
absorção por gases
Capítulo 2 Quadro Teórico
24
Espectro de absorção do O2 e do O3
Espectro de absorção do H2O
Espectro de absorção da atmosfera
Comprimento de Onda(µµµµm)
Abs
ortâ
ncia
(a)
(b)
(c)
Espectro de absorção do O2 e do O3
Espectro de absorção do H2O
Espectro de absorção da atmosfera
Comprimento de Onda(µµµµm)
Abs
ortâ
ncia
(a)
(b)
(c)
Figura 2.7: Espectro de absorção. (a) Oxigênio molecular e ozônio. (b) Vapor d’água. (c) Atmosfera. (Fonte:
Seinfeld e Pandis, 1998).
Na região do espectro solar correspondente ao UV (0,12 - 0,40 µm) os principais
absorvedores são o O2 e o O3, sendo que a absorção pelo O2 é dominante até 0,2 µm e para
comprimentos de onda maiores a absorção pelo O3 torna-se mais significativa. Dentro do
espectro do VIS (0,4 - 0,76 µm) o O3 continua sendo o principal absorvedor, em função da
banda de Chappuis que se estende aproximadamente de 0,4 µm até o infravermelho próximo,
com um máximo em torno de 0,6 µm. Na região do VIS, embora menos significativa, ocorre
absorção por alguns outros gases minoritários não representados como, por exemplo, NO2 que
apresenta uma banda de absorção entre 0,3 e 0,6 µm. A região do IVP (0,76 - 4,0 µm)
apresenta diversas bandas de absorção sendo as principais associadas aos gases, H2O, CO2 e
O3.
Além da absorção pelos gases, o espalhamento provocado por moléculas e partículas
de aerossóis exerce um importante papel na atenuação da radiação solar que penetra a
atmosfera. Contrariamente à absorção pelos gases, o espalhamento devido a esses
constituintes não é um processo seletivo, entretanto, pode apresentar significativa
dependência espectral como, por exemplo, no caso das moléculas. As partículas de aerossóis
além de espalhar também podem absorver a radiação solar dependendo da sua composição
Capítulo 2 Quadro Teórico
25
química. Embora a absorção pelos aerossóis possa apresentar alguma seletividade, esta não
mostra uma configuração estruturada como ocorre com a absorção pelos gases [Iqbal, 1983].
Comumente, a transmissão da radiação solar numa atmosfera desprovida de nuvens é
avaliada separando as contribuições dos constituintes em três componentes: espalhamento
pelas moléculas, absorção pelos gases e atenuação devido às partículas de aerossóis [Iqbal,
1983].
2.3.1 Espalhamento pelas Moléculas
Toda partícula seja um elétron, molécula ou aerossol tem a propriedade de espalhar
radiação. Teoricamente, a energia espalhada por partículas pode ser obtida por meio da
solução das equações de Maxwell para ondas eletromagnéticas em coordenadas polares. Uma
solução particular para o caso onde a partícula é muito menor que o comprimento de onda da
radiação eletromagnética incidente foi proposto por Lord Rayleigh [Iqbal, 1983]. Em sua
homenagem o espalhamento de radiação sob estas condições passou a ser designado de
espalhamento Rayleigh. Esta teoria tem sido aplicada no estudo do espalhamento da radiação
solar pelas moléculas na atmosfera. A Figura 2.8 fornece o espectro de tamanho de diversas
partículas entre as quais das moléculas e de aerossóis.
Moléculas
Vírus
Núcleos de Combustão
Partículas da moda de acumulação
Bactérias
Poeira
Sal marinho
Pólen
Raio das partículas
Algas
Colóides
Emissões Metalúrgicas
Moléculas
Vírus
Núcleos de Combustão
Partículas da moda de acumulação
Bactérias
Poeira
Sal marinho
Pólen
Raio das partículas
Algas
Colóides
Emissões Metalúrgicas
Moléculas
Vírus
Núcleos de Combustão
Partículas da moda de acumulação
Bactérias
Poeira
Sal marinho
Pólen
Raio das partículas
Algas
Colóides
Emissões Metalúrgicas
Moléculas
Vírus
Núcleos de Combustão
Partículas da moda de acumulação
Bactérias
Poeira
Sal marinho
Pólen
Raio das partículas
Algas
Colóides
Emissões Metalúrgicas
Figura 2.8: Espectro de tamanho para partículas de diferentes naturezas.
Nota-se que o tamanho das moléculas, assim como de alguns tipos de aerossóis, é
suficientemente menor que o comprimento de onda da maior parte da radiação solar que
Capítulo 2 Quadro Teórico
26
0
424 )00013.00113.01(0088.0)(P
Pm
−−− ++= λλλλτ
4
52
, 3
128
λ
πδσ λ =esp
∫∞
=0
,, )( dzzNespm λλ στ
penetra a atmosfera para que se aplique a eles o espalhamento Rayleigh [Liou, 1980; Goody e
Yung, 1989].
De acordo com a teoria Rayleigh a seção de choque de espalhamento, λσ ,esp , para uma
única molécula é dada por [Liou, 1980]:
(2.1)
onde δ representa a polarização da partícula, e é fornecida pela razão entre o campo elétrico
produzido pela radiação incidente na molécula e o dipolo elétrico induzido gerado pelo
respectivo campo elétrico sobre a própria molécula. A essência da teoria está no fato da
eficiência do espalhamento monocromático variar com o 4−λ , o que tem sido verificado
experimentalmente [Iqbal, 1983]. Esta dependência implica que radiação espectral solar de
menor comprimento de onda é mais eficazmente espalhada que a de maior comprimento de
onda. Esse fato está na origem da coloração azul do céu.
A profundidade óptica devido ao espalhamento pelas moléculas, λτ ,m , pode ser obtida
pela seguinte integral:
(2.2)
onde )(zN representa o número de moléculas por unidade de volume )( 3−m . Diversas
fórmulas empíricas para a profundidade óptica molecular têm sido propostas [Marggraf e
Griggs, 1969; Hansen e Travis, 1974; Bucholtz, 1995; Bodhaine et al.,1999]. Como exemplo,
temos a fórmula fornecida por Hansen e Travis [1974].
(2.3)
onde λ é o comprimento de onda em micrômetro, P é a pressão atmosférica local e 0P é a
pressão padrão ao nível médio do mar, 1013,25 hPa. O fator de correção para a pressão
atmosférica deve-se ao fato de que as formulações empíricas são geralmente obtidas para
dados válidos para pressão ao nível médio do mar.
Por conta da dependência com 4−λ a transmitância espectral das moléculas do ar
aumenta rapidamente com o comprimento de onda. Para o sol no zênite a transmitância
Capítulo 2 Quadro Teórico
27
λλλ κ ,0,, II espesp ∝
atmosférica para radiação solar de comprimento de onda igual a 0,5 µm chega a ser maior que
85% [Iqbal, 1983]. Com isso, pode-se dizer que o espalhamento molecular é limitado à
radiação solar de onda curta.
2.3.2 Atenuação pelas Partículas de Aerossóis
A Figura 2.9 descreve os fenômenos decorrentes da interação entre um feixe de
radiação eletromagnética e uma partícula. Para a interação entre a radiação solar e as
partículas na atmosfera os efeitos Raman5 e fluorescência não são de interesse e os fenômenos
refração, difração e reflexão são interpretados como espalhamento da radiação incidente.
Deste modo, a interação resume-se ao espalhamento e à absorção.
Figura 2.9: Processos associados à interação entre um feixe de radiação eletromagnética incidente e uma
partícula. (Fonte: Seinfeld e Pandis, 1998).
A energia espalhada pela partícula, λ,espI , é proporcional à intensidade da radiação
incidente:
(2.4)
5 Formas de espalhamento na qual um fóton é absorvido e ocorre re-emissão em seguida num comprimento de onda diferente. Este fenômeno é designado de espalhamento inelástico.
Capítulo 2 Quadro Teórico
28
λλλ κ ,0,, II absabs ∝
λλ κκκ ,, absespext +=
λλλ ,,, absespext QQQ +=
λ
πη
r2=
onde espκ é a seção de choque de espalhamento. O mesmo pode-se dizer da energia
absorvida, λ,absI ,
(2.5)
onde λκ ,abs é a seção de choque de absorção. A seção de choque de extinção, λκ ,ext , é definida
como
(2.6)
A eficiência de extinção de uma partícula, λ,extQ , que é dada pela razão entre λκ ,ext e a
área geométrica de seção de choque da partícula, é analogamente definida como
(2.7)
onde λ,espQ e λ,absQ são a eficiência de espalhamento e de absorção, respectivamente.
A razão entre λ,espQ e λ,extQ é designada de albedo simples,
(2.8)
O λω ,o é uma propriedade radiativa bastante utilizada para caracterizar a capacidade
de absorção de aerossóis. A sua dependência com o comprimento de onda é importante na
definição do tipo de aerossol. Dubovik et al. [2002] observaram que para aerossol de regiões
urbanas, ωo,λ diminui à medida que o comprimento de onda aumenta, ao passo que para
aerossol do deserto este aumenta.
Os principais parâmetros que governam o espalhamento e a absorção da radiação por
uma partícula são: (a) o comprimento de onda ( λ ) da radiação incidente, (b) o tamanho da
partícula, e (c) o índice de refração complexo. O tamanho da partícula é expresso comumente
pelo parâmetro de tamanho
(2.9)
onde r é o raio da partícula. Baseado no valor de η o espalhamento pode ser dividido em:
( )λ
λ
λω,
,,
esp
espo Q
Q=
Capítulo 2 Quadro Teórico
29
ImRe innn +=
η << 1 espalhamento Rayleigh (partículas pequenas comparadas com λ )
η ≅ 1 espalhamento Mie (partículas com tamanho da ordem de λ )
η >> 1 espalhamento geométrico (partículas muito maiores que λ )
A Figura 2.10 mostra as diferenças entre o espalhamento Mie e o Rayleigh. No regime
Rayleigh o espalhamento é simétrico, enquanto que no Mie a maior parte da energia é
espalhada no sentido de propagação do feixe.
partículas grandespartículas grandesa b cpartículas grandespartículas grandesa b cpartículas grandespartículas grandesa b c
Figura 2.10: Espalhamento da radiação eletromagnética por uma partícula. (a) Espalhamento Rayleigh. (b)
Espalhamento Mie. (c) Espalhamento Mie para partículas muito grandes. (Fonte: Disponível em:
http://hyperphysics.phy-astr.gsu.edu. Acesso em: abril 2006).
O índice de refração complexo de uma partícula, n, reflete a sua composição química.
(2.10)
A parte real, Ren , representa os processos de espalhamento e a parte imaginária Imn , a
absorção. Quanto maior for a parte imaginaria, mais absorvedor de radiação em um particular
comprimento de onda é o aerossol.
Como mostrada na Figura 2.10, a distribuição angular da radiação espalhada por uma
partícula está relacionada com o seu tamanho. A função que procura descrever a dependência
angular da radiação espalhada por uma partícula é denominada função de fase, P (cosΘ). Esta
descreve a probabilidade que fótons incidentes numa direção têm de serem espalhados em
outra determinada direção, onde Θ representa o ângulo entre o feixe incidente e o emergente.
Para Θ próximo a zero, o feixe é espalhado na direção frontal e Θ igual a 180o tem-se uma
inversão no sentido de propagação do feixe. A função de fase é normalizada para que a
probabilidade do espalhamento seja 1
Capítulo 2 Quadro Teórico
30
∫ =Ω
Θπ
π
4
0
14
)(d
P
∫−
ΘΘΘ=1
1
)(coscos)(cos2
1dPgλ
(2.11)
Um importante elemento na avaliação da radiação espalhada por uma partícula
derivado da função de fase é o parâmetro de assimetria, g , que representa o coseno médio do
ângulo de espalhamento ponderado pela função de fase:
(2.12)
Teoricamente, gλ pode variar entre -1 e 1, sendo negativo para o domínio de espalhamento no
sentido contrário ao da propagação do feixe incidente (retro-espalhamento) e positivo para
espalhamento no sentido da propagação do feixe incidente (pro-espalhamento). Para gλ igual
a zero o espalhamento é isotrópico (ex.: espalhamento molecular). Valores de gλ próximo a 1
são tipicamente observados em regiões onde predomina aerossóis da moda grossa, por
exemplo, regiões afetadas pelas poeiras do deserto [Dubovik et al., 2002].
A aproximação de Henyey-Greenstein para a função de fase é uma das principais
expressões analíticas utilizadas na avaliação do espalhamento da radiação e se baseia no
parâmetro de assimetria. Essa aproximação, entretanto, não é adequada para situações onde o
espalhamento apresenta um forte pico frontal como, por exemplo, no caso de partículas muito
grandes [Lenoble, 1993].
(2.13)
A diversidade das propriedades físicas e químicas das partículas de aerossóis faz com
que o tratamento da interação entre elas e a radiação solar seja mais complexa que a
observada para o caso das moléculas. As partículas presentes na atmosfera podem apresentar
diferentes formas e dimensões. Em geral, as partículas de conteúdo aquoso têm o formato
esférico, enquanto partículas sólidas (ex.: sal marinho, poeira do deserto) têm formatos mais
complexos. Considerando que as partículas têm o formato esférico, a partir da distribuição de
tamanho e do índice de refração complexo (n), por meio da teoria Mie têm sido estimadas
algumas propriedades ópticas anteriormente discutidas como albedo simples, λω ,0 , eficiência
de extinção, λ,extQ , função de fase , P(cosΘ), parâmetro de assimetria, λg .
( )( ) 2/32
2
cos21
1
Θ−+
−=Θ
gg
gPHG
Capítulo 2 Quadro Teórico
31
1−−= νNrdr
dN
−=∑=
2
2
3
1 2
ln
exp2ln i
gi
i i
ir
rN
rd
dN
σπσ
Distribuição de Tamanho das Partículas de Aerossol
Os aerossóis encontrados na atmosfera apresentam um largo espectro de diâmetro, de
poucos nanômetros a 100 µm. Conhecer o espectro de tamanho das partículas num
determinado ambiente atmosférico é importante porque além de permitir extrair informações
sobre suas propriedades ópticas, auxilia na avaliação do tempo de residência dessas partículas.
Entretanto, devido à significativa concentração em que as partículas de aerossóis são
encontradas, é necessário adotar métodos matemáticos que auxiliam numa avaliação
compreensível da sua distribuição de tamanho. A lei de distribuição de Junge é um dos mais
simples
(2.14)
onde N é a concentração total de partículas por unidade de volume e ν o parâmetro que
descreve a distribuição de tamanho. Este modelo considera a existência de apenas uma moda
de tamanho, onde a concentração diminui com o aumento do diâmetro da partícula. Em
virtude de encontrarmos na atmosfera diferentes modas de tamanho para as partículas,
modelos que levam em conta mais de uma moda têm sido desenvolvidos, como, por exemplo,
a distribuição lognormal
(2.15)
onde N é o número total de partículas por unidade de volume ponderado por iN que
representa a contribuição de cada moda na distribuição total, gir o raio geométrico da i-ésima
moda e iσ o respectivo desvio padrão geométrico que representa a polidispersão das
partículas.
A distribuição de tamanho das partículas na atmosfera geralmente é obtida in situ com
base em instrumento coletores [Seinfeld e Pandis, 1998] ou estimada por meio da radiometria
a partir de medidas de radiância solar difusa [Dubovik e King, 2000].
Capítulo 2 Quadro Teórico
32
)Re()12(2
),(1
2, ∑∞
=
++=i
iiext bainQη
ηλ
∑∞
=
++=1
222, )|||)(|12(
2),(
iiiesp bainQ
ηηλ
∫=max
,2
, )(),(r
rnim
extext drrNnQr ηπτ λλ
∫=max
,2
, )(),(r
rnim
espext drrNnQr ηπτ λλ
Teoria Mie
É designado de teoria Mie o formalismo físico-matemático que trata a absorção e
espalhamento da radiação eletromagnética por partículas esféricas homogêneas. A seguir são
apresentadas algumas formulações que referem diretamente ao cálculo das propriedades
acima discutidas. Maiores detalhes sobre a teoria Mie podem ser encontrados, por exemplo,
nos textos de Goody e Yung [1989] e van de Hulst [1981]. A partir da teoria Mie, λ,extQ e
λ,espQ podem ser calculados pelas seguintes expressões
(2.16)
(2.17)
onde ia e ib são parâmetros identificados como coeficientes Mie dependentes do índice de
refração complexo e do fator de assimetria. Obtidos λ,extQ e λ,espQ o cálculo do albedo
simples torna-se trivial e a profundidade óptica de extinção e espalhamento para partículas de
aerossol polidispersas num meio pode ser estimada por
(2.18)
(2.19)
onde r é o raio da partícula e )(rN sua distribuição de tamanho.
A Figura 2.11 mostra exemplos de λ,extQ calculados a partir da teoria Mie
considerando diferentes índices de refração. No limite Rayleigh, isto é, para partícula muito
menor que λ, λ,extQ é proporcional a 4η como é de se esperar. Altos valores de λ,extQ
ocorrem quando o tamanho da partícula é similar ao comprimento de onda. Enquanto isso,
para η ∞→ , λ,extQ 2→ , isto é, à medida que o tamanho da partícula aumenta em relação ao
comprimento de onda, a eficiência de espalhamento deixa de ser preferencial.
Capítulo 2 Quadro Teórico
33
(η)(η)(η)(η)Parâmetro de tamanho
Qex
t, λλ λλ
(η)(η)(η)(η)Parâmetro de tamanho (η)(η)(η)(η)Parâmetro de tamanho
Qex
t, λλ λλ
(η)(η)(η)(η)Parâmetro de tamanho
Qex
t, λλ λλ
(η)(η)(η)(η)Parâmetro de tamanho (η)(η)(η)(η)Parâmetro de tamanho
Qex
t, λλ λλ
Figura 2.11: Eficiência de extinção, λ,extQ , calculado a partir da teoria Mie para partículas com diferentes
índices de refração. (Fonte: Sokolik, 2006).
2.3.3 Lei de Beer-Bouguer-Lambert
Entre os diversos modelos conceituais que procuram descrever a interação entre a
radiação solar e a atmosfera terrestre, a que descreve a atenuação de um feixe atravessando
um meio é a de mais simples interpretação. Considere um feixe de radiação monocromático
)( 1,0 SI λ incidindo num meio homogêneo, como mostra a Figura 2.12. )( 2, SI DN λ é a
radiância emergente do meio.
)( 1,0 SI λ )( 2, SIDN λ
ds
λI λλ dII +
)( 1,0 SI λ )( 2, SIDN λ
ds
λI λλ dII +
)( 1,0 SI λ )( 2, SIDN λ
ds
λI λλ dII +
)( 1,0 SI λ )( 2, SIDN λ
ds
λI λλ dII +
)( 1,0 SI λ )( 1,0 SI λ )( 2, SIDN λ )( 2, SIDN λ
ds
λIλI λλ dII + λλ dII +
)( 1,0 SI λ )( 1,0 SI λ )( 2, SIDN λ )( 2, SIDN λ
ds
λIλI λλ dII + λλ dII +
Figura 2.12: Atenuação de um feixe de radiação monocromático ao atravessar um meio homogêneo.
A atenuação do feixe de radiação pelo meio ao atravessar um comprimento
infinitesimal ds é proporcional à quantidade de matéria no caminho
Capítulo 2 Quadro Teórico
34
( )
−= ∫ dsSSISI
S
S
eDN
2
1
,1,02, exp)()( λλλ β
( ) ( )dssSSS
S
es .;2
1
,2 ∫= λλ βτ
dsIdI e λλλ β ,−=
(2.20)
onde λβ ,e é o coeficiente linear de atenuação, que é a soma do coeficiente de absorção ( λβ ,a )
com o coeficiente de espalhamento ( λβ ,s ). A profundidade óptica de um meio entre dois
pontos S1 e S2 é definida por
(2.21)
Integrando a equação (2.20) entre S = S1 e S = S2 obtém-se a radiância emergente
)( 2, SI DN λ
(2.22)
Esta formulação teórica para descrever a atenuação de um feixe de radiação
monocromático atravessando um meio homogêneo é designado de lei de Beer-Bouguer-
Lambert (Lei de Beer).
2.3.4 Lei de Beer Aplicada na Atmosfera Terrestre
Embora a atmosfera terrestre não seja um meio homogêneo, a adaptação da lei de Beer
mediante determinadas correções tem-se mostrado fundamental no sensoriamento remoto dos
constituintes atmosféricos. Um feixe de radiação solar penetrando a atmosfera tem sua energia
atenuada devido basicamente a dois já referidos processos: espalhamento e absorção. A
radiação espalhada é denominada de radiação difusa e a transmitida sem sofrer qualquer
desvio na sua direção é designada de radiação direta. A Lei de Beer aplicada à atmosfera
terrestre usualmente é expressa do seguinte modo:
(2.23)
( )∑−= iiDN mR
II ,2
,, exp λ
λολ τ
Capítulo 2 Quadro Teórico
35
onde λ,DNI é a radiância solar direcional incidente à superfície, λο ,I o valor correspondente
no TOA para a distância Terra-Sol de 1 U.A., 2−R o fator de correção da distância Terra-Sol,
i,λτ e im são a profundidade óptica e a massa óptica relativa para o i-ésimo elemento
atenuador.
Como discutido anteriormente, a atenuação da radiação solar na atmosfera é
basicamente devido ao espalhamento molecular, à absorção gasosa e à atenuação pelo
material particulado. Desta forma, considerando estes atenuadores, a equação (2.23) pode ser
reescrita do seguinte modo
(2.24)
onde λτ ,m , λτ ,g , λτ ,a representam, respectivamente, as profundidades ópticas devido ao
espalhamento molecular, à absorção gasosa e à atenuação pelo aerossol e mm , gm , am são as
massa ópticas relativas molecular, do gás absorvedor e do aerossol, respectivamente. Com
base nesta expressão, os fotômetros solares são projetados para medir a quantidade λ,DNI .
Os coeficientes de absorção dos gases são obtidos a partir de técnicas de
espectroscopia e estes são amplamente descritos na literatura [Iqbal, 1983; Lenoble, 1993,
Shettle e Anderson, 1995]. Dado um gás x presente na coluna atmosférica a sua profundidade
óptica pode ser estimada pela seguinte expressão [Corrêa, 2003]:
(2.25)
onde λσ ,x representa o coeficiente de absorção espectral de x e ][x o seu conteúdo integrado
na coluna atmosférica.
Percebe-se, deste modo, que a profundidade óptica do aerossol pode ser monitorada
mediante a aplicação da lei de Beer para estimar a transmitância do componente direcional da
radiação solar pela atmosfera. Entretanto, a extensão do caminho percorrido por um feixe de
radiação solar na atmosfera varia ao longo do dia e, conseqüentemente, a quantidade dos
constituintes atmosféricos presentes nesse caminho. Esse fato, considerado na inversão da
profundidade óptica do aerossol (equação 2.24), é avaliado mediante a massa óptica desses
constituintes.
( )aaggmmDN mmmR
II λλλ
λολ τττ ,,,2
,, exp −−−=
][,, xxx λλ στ =
Capítulo 2 Quadro Teórico
36
∫∞
=0
dsme ρ
∫∞
=0
dzme ρ
2.3.5 Massa Óptica dos Constituintes Atmosféricos
Como visto anteriormente, um feixe de radiação solar monocromático atravessando a
atmosfera percorre um determinado caminho, ao longo do qual sua energia é atenuada. A
densidade da substância atenuadora multiplicada pelo comprimento do caminho percorrido
pelo feixe fornece a massa da substância para uma coluna de seção de choque unitária, que é
designada de massa óptica. A massa óptica efetiva é definida como
(2.26)
onde ds é o comprimento do caminho geométrico do feixe e ρ é a densidade da substância
para ds . Quando o sol está no zênite, ds é igual a dz , onde z é a distância na direção vertical.
Neste caso, a massa óptica efetiva é dada por
(2.27)
que é a massa da substância numa coluna vertical de seção de choque unitária. A massa óptica
relativa rm é definida como a razão entre o caminho óptico ao longo da trajetória do feixe e o
caminho na direção vertical do zênite:
(2.28)
A massa óptica relativa é função da distribuição com a altitude, do angulo zenital solar
e do índice de refração. Entretanto, por praticidade, usualmente a curvatura terrestre é
ignorada e considera-se uma atmosfera não refrativa e homogênea (Figura 2.13). Com esta
aproximação, percebe-se que a massa óptica relativa ( rm ) resume-se ao secante do ângulo
zenital solar (θz = θo). O erro associado a essa aproximação por conta da curvatura terrestre e
da refração atmosférica é 0,25% para θo = 60o, e aumenta para 10% para θo = 85o [Iqbal,
1983].
∫∫∞∞
=00
dzdsmr ρρ
Capítulo 2 Quadro Teórico
37
1452,100 ])650,92(0548,0[cos −−−+= θθwm
Figura 2.13: A trajetória de um feixe de radiação solar através da atmosfera. (a) Atmosfera plano-paralela não
refrativa e homogênea. (b) Atmosfera esférica refrativa e não homogênea. (Fonte: Iqbal, 1983).
Alguns trabalhos têm proposto formulações matemáticas mais acuradas para a massa
óptica relativa. Entre estes, um amplamente divulgado é a massa óptica relativa para as
moléculas do ar mm dado por Kasten e Young [1989] e obtido a partir de um perfil
atmosférico padrão e introduzindo os efeitos da refração atmosférica. Matematicamente é
dada pela seguinte expressão:
(2.29)
onde 0θ é a distância zenital solar. A acurácia desta fórmula para massa óptica menor que 7 é
melhor que 0,065%.
Formulações empíricas para a massa óptica relativa de outros importantes atenuadores
como o vapor d’água e o ozônio têm sido obtidas com base na sua distribuição vertical típica.
Kasten [1966] sugere a seguinte expressão para o caso do vapor d`água:
(2.30)
[ ] 16364,100 )46468,1(50572,0cos
−−−+= θθmm
Capítulo 2 Quadro Teórico
38
5,00
2223 ]))[(( −−++= θsenRhRhRmO
αλ βλτ −=,a
Utilizando um simples modelo de distribuição do ozônio na atmosfera, no qual o
ozônio está totalmente concentrado dentro de uma camada para a altitude h , Staehelin et al.
[1995] propõem a seguinte fórmula para a massa óptica relativa do ozônio:
(2.31)
onde R é o raio médio da Terra e para o valor de h usualmente é considerado uma altitude
típica da camada de ozônio para as latitude médias (22 km).
Contrariamente ao vapor d`água e ao ozônio, o perfil vertical das partículas de
aerossol é pouco conhecido, além disso, a alta variabilidade nas propriedades e na distribuição
espaço-temporal do aerossol torna complexa uma avaliação empírica que forneça a sua massa
óptica relativa. Medições com LIDAR têm sido utilizadas para obter informações sobre o
perfil vertical do aerossol para uma dada localização [Yu et al., 2005], porém são poucos os
instrumentos desse tipo em operação. Portanto, usualmente considera-se que a massa óptica
relativa do aerossol ( am ) é igual à massa óptica molecular ( mm ) adotando-se, deste modo, a
fórmula de Kasten e Young [1989]. Schotland e Lea [1986] analisaram a am e mm para uma
atmosfera padrão provida de distribuições verticais de aerossol hipotéticas. Verificaram que a
diferença entre as duas massas ópticas aumenta com a distância zenital solar. Para 0θ igual a
15o, 75o e 80o as diferenças obtidas entre am e mm foram 0,01%, 1% e 2,5%,
respectivamente. Em outro trabalho, desenvolvido por Schmid e Werhli [1995], a acurácia
estimada para aproximação de am por mm foi 0,3%.
2.3.6 Fórmula de Turbidez de Ångström
Angström em 1929 sugeriu a seguinte aproximação empírica conhecida como fórmula
de turbidez de Ångström para descrever a dependência espectral da profundidade óptica do
aerossol [Iqbal, 1983]:
(2.32)
onde β é o coeficiente de turbidez, representa a quantidade de aerossol na coluna atmosférica.
Para λ igual a 1 µm β é equivalente à AOD neste comprimento de onda. O α é usualmente
Capítulo 2 Quadro Teórico
39
denominado coeficiente de Angström e está relacionado com a distribuição de tamanho das
partículas [Iqbal, 1983]. Altos valores de α indicam maior presença de partículas da moda
fina e valores de α próximos a zero indicam predomínio de partículas grandes. Os parâmetros
β e α podem ser determinados simultaneamente a partir da AOD obtida em dois
comprimentos de onda diferentes. Utilizando medições nos diversos canais que compõem os
fotômetros e a fórmula sugerida por Angström, as redes que monitoram o aerossol obtêm
valores de α através da seguinte expressão:
(2.33)
O α tem sido de extrema utilidade na caracterização do aerossol [Holben et al., 2001]
fornecendo de forma prática uma noção da distribuição do seu tamanho.
)/ln(
)/ln(),(
21
,,21
21
λλ
ττλλα
λλ aa−=
Capítulo 3: Materiais e Métodos
Capítulo 3 Materiais e Métodos
41
No presente capítulo são apresentados os instrumentos e os métodos úteis ao
desenvolvimento do trabalho. Na seção 3.1 é realizada uma explanação sobre as principais
características dos instrumentos e as informações primárias por eles fornecidas. A seção 3.2
descreve os procedimentos adotados na calibração dos instrumentos. A metodologia, as
correções e as incertezas envolvidas nos cálculos da AOD são discutidas na seção 3.3. As
últimas duas seções, 3.4 e 3.5, apresentam, respectivamente, os modelos ópticos de aerossol
para São Paulo propostos por Castanho [2005] e o código de transferência radiativa Santa
Barbara Disort Radiative Transfer (SBDART) [Ricchiazzi et al., 1998].
3.1 Radiômetros
3.1.1 Fotômetro Solar CE318A (Cimel Eletronique – 318A)
O fotômetro solar CE318A (Figura 3.1) faz parte da rede mundial AERONET [Holben
et al. 1998] mantida pela NASA em cooperação com diversas instituições internacionais de
pesquisa. Encontra-se instalado e operacional, desde maio de 2000, no topo do Edifício
Pelletron do IFUSP.
(b)(a) (b)(a)
Figura 3.1: Fotômetro CE318A. (a) Modo “parking”, (b) Modo automático.
O sistema óptico do CE318A é formado por dois tubos colimadores com idêntico
campo de visão (1,2o) e diferentes sensores que medem radiância espectral solar proveniente
diretamente do sol e do céu. A radiância espectral direta do sol é obtida para oito canais
espectrais com comprimentos de onda nominais: 1020, 940, 870, 670, 500, 440, 380 e 340
Capítulo 3 Materiais e Métodos
42
nm. A largura dos canais varia entre 2,5 nm para os localizados na região do ultravioleta (340
e 380 nm) e 10 nm para os demais. A radiância espectral difusa proveniente do céu é medida a
cada hora para os canais de 1020, 870, 670 e 440 nm. No módulo automático um sensor de
umidade detecta a precipitação e força o instrumento a recolher-se de modo a proteger o
sistema óptico. A temperatura no sistema é monitorada continuamente, o que permite corrigir
eventuais dependências. Com o auxílio de um robô, medições sistematizadas de radiância
difusa são obtidas em almucântar e no plano principal. Para medições em almucântar é fixado
ângulo zenital de visada ao do sol e varia-se o azimute (Figura 3.2a), enquanto medições no
plano principal do disco solar são realizadas variando-se o ângulo zenital de visada (Figura
3.2b). A precisão do sistema em apontar na direção de um determinado ponto no céu é de
0,1o, sendo que a posição do sol é estimada por meio de um acurado algoritmo com base no
horário e nas coordenadas geográficas.
Figura 3.2: Medições do CE318A, onde θ e ϕ são, respectivamente, os ângulos zenital e azimutal do sensor, e θo
e ϕo do disco solar . (a) No plano principal. (b) Em almucântar. (Fonte: Castanho, 2005).
As informações obtidas pelo CE318A são transferidas automaticamente, a cada hora,
por meio da plataforma de coleta de dados localizada no satélite geoestacionário GOES
(Geostationary Operational Environmental Satellites). Este, por sua vez, retransmite os dados
para a central de controle na NASA onde são processados e disponibilizados na rede mundial
de computadores sob a forma de novos produtos (http://aeronet.gsfc.nasa.gov/). Maiores
Capítulo 3 Materiais e Métodos
43
informações sobre o fotômetro CE318A podem ser encontradas em Holben et al. [1998] e
Yamasoe [1999].
3.1.2 Multi-Filter Rotating Shadowband Radiometer (MFRSR)
O MFRSR (Figura 3.3) é um radiômetro multi-espectral desenvolvido pela Yankee
Environmental Systems (YES) que utiliza diferentes filtros de interferência/fotodetectores e a
técnica de sombreamento automático para medir a irradiância solar total e o seu componente
difuso em diferentes canais espectrais [Harrison et al., 1994]. Os canais espectrais padrão de
instrumentos MFRSR apresentam os seguintes comprimentos de onda nominais: 415, 500,
615, 673, 870 e 940 nm [Plana-Fattori et al., 2004].
Além das medições realizadas em estreitas bandas espectrais o instrumento apresenta
um canal de banda larga que fornece estimativas das irradiâncias solar global e difusa
integrada entre os comprimentos de onda 350 e 1100 nm. O MFRSR tem sido utilizado por
diversas redes radiométricas no monitoramento da AOD [Bigelow et al., 1998; Michalsky et
al., 2001], pois apesar de não ser um pireliômetro no sentido clássico, este instrumento
permite obter estimativas do componente direcional da irradiância solar ( DNI ) com acurácia
comparável (2 a 3%) aos modernos pireliômetros solares [Harrison et al., 1994].
Figura 3.3: (a) Radiômetro MFRSR. (b) Difusor. (c) Em operação, sombreando o difusor. (d) Disposição interna
dos fotodetectores. (Fonte: (a, b, d) http://hog.asrc.cestm.albany.edu.; (c) Marcelo Corrêa)
Capítulo 3 Materiais e Métodos
44
O componente direcional é calculado através da diferença entre a irradiância global
horizontal ( GHI ) e o componente difuso ( DifI ), medidos pelo instrumento. A técnica é
baseada no fato de que a irradiância global é uma combinação dos componentes direto e
difuso
(3.1)
onde oθ representa a distância zenital solar.
Em função do receptor do instrumento não apresentar uma resposta lambertiana é
aplicado ao componente direcional uma correção angular que é dependente da distância
zenital solar e do azimute solar ( oϕ ). A correção visa proporcionar resultados de
profundidade óptica mais acurados.
A geometria básica do instrumento pode ser observada na Figura 3.4. O sistema
detector (difusor-filtro-fotodiodo) encontra-se localizado na parte superior do instrumento. O
difusor é produzido de spectralon, um halocarbono com excelente resistência à degradação, o
que garante maior estabilidade para instrumentos de campo.
Figura 3.4: Configurações do MFRSR. (a) Principais componentes. (b) Geometria de sombreamento.
O interior do sistema de detecção é estabilizado termicamente (40 ± 2oC), de modo a
evitar possíveis efeitos do ciclo diurno da temperatura sobre as propriedades dos filtros de
interferência e nos fotodiodos. Além disso, a temperatura estável ajuda a minimizar a
fatigação mecânica associada ao ciclo diurno da temperatura. Durante a medição do
(a)
DN o Dif GH I I I ). cos( θ + =
Capítulo 3 Materiais e Métodos
45
componente difuso, uma haste metálica controlada por um motor de passo é utilizada para
impedir a incidência do feixe direto sobre o sistema detector. A haste bloqueia uma faixa do
céu com um ângulo de aproximadamente 3,27o, suficiente para bloquear o disco solar, e a
precisão associada a esse rastreamento é de 0,3o. A posição do disco solar é calculada a cada
intervalo de medição com base nas informações geográficas do local e do horário. A
seqüência das observações do MFRSR inicia com a medição da irradiância solar global,
enquanto a haste metálica se encontra no nadir. A haste então, é deslocada a fim de que três
medições em seqüência sejam realizadas. A segunda das medições é feita com a haste
bloqueando completamente o disco solar. As outras duas medições, a primeira e a terceira são
realizadas em cada um dos lados da posição da haste na segunda medição respeitando um
deslocamento de 9o. Essas medições feitas nas laterais permitem efetuar uma correção para o
excesso do céu bloqueado pela haste ao sombrear completamente o difusor. O valor médio
das duas medições laterais é subtraído da irradiância solar global e o resultado obtido é
adicionado à segunda medição para fornecer a irradiância solar difusa. Após a seqüência das
medições, internamente, é feito o cálculo do componente direcional da irradiância. Os dados
são disponibilizados a cada minuto.
Os dois MFRSR´s utilizados no presente projeto, doravante identificados por MFR34
e MFR35, pertencem ao Departamento de Ciências Atmosféricas do Instituto de Astronomia,
Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo (DCA-IAG/USP), e foram
adquiridos em 1999 [Corrêa, 2003]. A Tabela 3.1 apresenta os canais espectrais referentes aos
dois instrumentos utilizados no presente estudo. Além destes, os radiômetros apresentam dois
canais centralizados em 940 nm com diferentes larguras (10 nm e 32 nm) para o
monitoramento do conteúdo do vapor d’água. Entendendo que as diferenças entre os
comprimentos de onda nominais dos dois MFRSR são mascaradas pela própria largura dos
filtros, ao longo do trabalho, por praticidade, adotaram-se os comprimentos de onda nominais
415, 670, 870 e 1037 nm para referir-se aos canais dos dois instrumentos.
Tabela 3.1: Comprimento de onda nominal e largura dos canais espectrais dos MFRSR´s.
MFR34 MFR35 λ(nm) ∆λ(nm) λ(nm) ∆λ(nm) 415 10 414 10 672 10 672 10 870 11 866 12
1037 12 1037 12
Capítulo 3 Materiais e Métodos
46
Entre novembro de 1999 e janeiro de 2002 o MFR35 operou continuamente na
Estação Meteorológica do DCA-IAG/USP no bairro da Água Funda [Plana-Fattori et al.,
2004]. Nesse período, o MFR34 foi exposto ao lado do MFR35 somente em experimentos
pontuais. Em 2002, com o envio do MFR35 para o laboratório, o MFR34 passou a operar no
lugar deste, porém, antes do término daquele ano o seu funcionamento foi suspenso. Em maio
de 2003, após retornar do laboratório, o MFR35 foi instalado no edifício Pelletron e o MFR34
em junho de 2004. Os dois instrumentos operaram simultaneamente ao lado do fotômetro
CE318A da AERONET até março de 2006 quando o MFR34 foi desativado. Entre julho e
agosto de 2005 o MFR34 foi instalado no Observatório Pico dos Dias do Laboratório
Nacional de Astrofísica (OPD-LNA) em Brazópolis, Minas Gerais, para efeito de calibração.
3.1.3 Piranômetro (CM21) e Sensor PAR (Photosynthetically active
radiation)
Instalados desde de setembro de 2004 no topo do edifício Pelletron do IFUSP um
piranômetro modelo CM21 (Figura 3.5a) da Kipp e Zonen e um sensor PAR modelo SKE510
(Figura 3.5b) da SKYE foram, juntos com o canal de banda larga do MFR35, utilizados para
avaliar a irradiância solar à superfície recuperada pelo SBDART.
(a) (b)(b)(a) (b)(b)
Figura 3.5: Fotos ilustrativas, (a) Piranômetro CM21 (Fonte: http://www.kippzonen.com); (b) Sensor PAR
(Fonte: http://www.skyeinstruments.com/).
O CM21 é um piranômetro designado para medir irradiância solar global na região
compreendida entre 0,3 e 3 µm com acurácia de ± 2%. O erro direcional esperado para
Capítulo 3 Materiais e Métodos
47
( )λλλο
λ ττ ,,2,
, )ln()ln( ammDN mR
II +−=
1000 W.m-2 é menor que 10 W.m-2. O sensor PAR SKE510 mede irradiância solar global
entre 0,4 e 0,7 µm. Garcia [2005] apresenta uma descrição detalhada destes dois instrumentos.
3.2 Calibração do CE318A e dos MFRSR’s
A seguir são apresentados os métodos e os procedimentos adotados neste trabalho para
a calibração dos radiômetros MFRSR e os utilizados pela AERONET para calibrar os seus
fotômetros.
3.2.1 Langley Plot
O método Langley Plot está fundamentado na lei de Beer-Bouguer-Lambert descrita
anteriormente. Aplicando logaritmo natural em ambos os lados da equação 2.24 e
desconsiderando a absorção por qualquer gás, obtém-se a seguinte relação entre o componente
direto da radiação solar espectral medido ( λ,DNI ) por um fotômetro e a massa óptica relativa,
mm,
(3.2)
Para determinadas condições atmosféricas, o gráfico do logaritmo natural do componente
direcional medido, )ln( ,λDNI , em função da massa óptica relativa, mm , (Figura 3.6) pode ser
aproximado por uma função linear do tipo y = ax + b. O coeficiente angular da reta de
regressão obtida para essa relação representa a profundidade óptica média da atmosfera,
)( ,, λλ ττ am + , e o coeficiente linear, o logaritmo do componente direcional que seria obtido
para a massa óptica da atmosfera igual a zero, )ln( 2,
R
Io λ , isto é, para uma hipotética
localização do instrumento no topo da atmosfera.
Capítulo 3 Materiais e Métodos
48
mm
)ln( 2,
R
Io λ - Coeficiente linear
)( ,, λλ ττ am + - Coeficiente angular
mm
)ln( 2,
R
Io λ - Coeficiente linear
)( ,, λλ ττ am + - Coeficiente angular
ln(I
DN
,λ)
mm
)ln( 2,
R
Io λ - Coeficiente linear
)( ,, λλ ττ am + - Coeficiente angular
mm
)ln( 2,
R
Io λ - Coeficiente linear
)( ,, λλ ττ am + - Coeficiente angular
ln(I
DN
,λ)
Figura 3.6: Exemplo da aplicação do método Langley Plot para medidas de irradiância solar espectral obtidas no
dia 01 de agosto de 2005 no Laboratório Nacional de Astrofísica (LNA), em Brazópolis, Minas Gerais.
O método Langley Plot considera algumas hipóteses e impõe certas restrições em
relação às condições sob as quais deve ser aplicado. O método requer que durante as
medições para diferentes ângulos de elevação a atmosfera encontre-se estável e
horizontalmente homogênea dentro de uma distância de cerca de 50 km. A estabilidade
temporal da atmosfera é um critério difícil de satisfazer para regiões continentais,
principalmente as localizadas próximas a fontes poluidoras. Shaw [1983] sugere a aplicação
do Langley Plot para medições obtidas em regiões de maior altitude (ex., montanhas)
distantes de fontes de poluição onde os requisitos do método são atendidos. A rede
AERONET calibra os seus fotômetros de referência no observatório de Mauna Loa (MLO) no
Hawaii a uma altitude de 3400 metros, onde as condições são excepcionais. Segundo Holben
et al. [1998], a incerteza associada à constante de calibração estimada para o instrumento
referência calibrado em MLO varia entre 0,2 % e 0,5 %. Entretanto, os altos custos
envolvidos e a pouca praticidade do deslocamento de instrumentos para regiões como MLO
têm motivado a aplicação do método Langley Plot em lugares não tão excelentes, mas que em
determinadas épocas do ano apresentam condições atmosféricas favoráveis à aplicação do
método [Bigelow et al., 1998; Michalsky et al., 2001; Mitchell e Forgan, 2003]. O trabalho de
Michalsky et al. [2001] sugere que coletâneas de valores da constante de calibração (~20)
obtidas pelo método sob condições de céu limpo e com pequena variação na concentração do
aerossol podem fornecer estimativa para o valor da constante com acurácia próxima de 2%.
Capítulo 3 Materiais e Métodos
49
3.2.2 Método Geral
O método proposto por Forgan [1994] denominado Método Geral visa relaxar
restrições que o Langley Plot impõe às condições atmosféricas. Ao invés de requerer que as
condições de extinção permaneçam constantes, o método exige apenas que a distribuição de
tamanho relativa do aerossol permaneça constante durante as observações. O método parte do
princípio de que o componente de extinção do aerossol para um dos canais espectrais do
radiômetro é conhecido, em outras palavras, o referido canal deve ter a sua constante de
calibração determinada a priori.
Para chegar no método geral, Forgan [1994] considera que distribuição do tamanho do
aerossol pode ser descrita da seguinte forma
(3.3)
onde )(rf é a distribuição de tamanho relativa, dependente apenas do raio das partículas r e
)(tA é o fator necessário para produzir a correta distribuição de tamanho para um tempo
qualquer t . A profundidade óptica do aerossol para esta distribuição para o tempo t é dada
por
(3.4)
onde extQ é a eficiência de extinção, que é dependente apenas do comprimento de onda λ, do
índice de refração e do raio. Uma vez que )(tA é independente do comprimento de onda e do
raio, a AOD para qualquer tempo t pode ser dada por
(3.5)
Para quaisquer dois comprimentos de onda, λ0 e λ1
(3.6)
(3.7)
)()(ln/)( rftArtN =∂∂
∫= rdrfrrQtAt exta ln)(),()(),( 2λπλτ
)(/)(),(),( 00 tAtAtt aa λτλτ =
)(/)(),(),( 0101 tAtAtt aa λτλτ =
)(/)(),(),( 0000 tAtAtt aa λτλτ =
Capítulo 3 Materiais e Métodos
50
onde 0λ é o comprimento de onda referência para qual é conhecida a constante de calibração.
Portanto, segue-se que para qualquer tempo t
(3.8)
Da equação 3.8 temos que
(3.9)
O componente de extinção do aerossol para os dois comprimentos de onda pode ser
obtido considerando que o valor da constante referência para o topo da atmosfera é iI 0 e que
o sinal medido (radiância/irradiância) em superfície é )(tI i , onde i pode ser qualquer um dos
comprimentos de onda, 0λ ou 1λ . Assim temos que
(3.10)
onde am , mm e gm são as massas ópticas relativas do aerossol, das moléculas e do gás
absorvedor em questão, respectivamente. Da equação 3.9 temos que a razão entre a AOD
dada para dois comprimentos de onda é uma constante quando a distribuição de tamanho
relativa do aerossol é constante no tempo. Portanto,
(3.11)
O 01I é a solução requerida para a calibração do fotômetro. Se 00I , 0λ , 1λ e os componentes
de extinção gτ e mτ são conhecidos ou podem ser calculados então a equação (3.11) pode ser
resolvida através de uma regressão para derivar a constante, 01ψ (coeficiente angular) e
01ln I− (coeficiente linear). A equação 3.11 pode ser apresentada da seguinte forma
(3.12)
)(/)(),(/),(),(/),( 0000101 tAtAtttt aaaa == λτλτλτλτ
01001001 .),(/),(),(/),( ψλτλτλτλτ === consttttt aaaa
)],()(),()()([lnln),( 0 iggimmiiiaa ttmttmtIItm λτλτλτ ++−=
)],()(),()()([lnln)],()([ 11101001 λτλτλτψ ttmttmtIIttm mgmmaa ++−=−
)()( tyBtAx =+
Capítulo 3 Materiais e Métodos
51
onde )],()([)( 0λτ ttmtx aa= , )],()(),()()([ln)( 111 λτλτ ttmttmtIty ggmm ++−= , 01ψ=A ,
01ln IB −= .
Resumindo, conhecendo acuradamente o componente de extinção do aerossol para um
determinado comprimento de onda é possível derivar a constante de calibração para um
segundo comprimento de onda. O método pode ser aplicado entre comprimentos de onda de
um mesmo instrumento ou utilizando a variante que considera o componente de extinção do
aerossol obtido a partir de um outro fotômetro calibrado. Segundo Forgan [1994] o Método
Geral produz estimativas da constante de calibração com erros estatísticos significativamente
menores que o método Langley Plot.
3.2.3 Calibração via Transferência
Fotômetros calibrados são usualmente utilizados como referência para a calibração de
outros fotômetros por meio de transferência [Holben et al., 1998]. A transferência de
calibração entre instrumentos que apresentam canais espectrais semelhantes é relativamente
simples e pode ser realizada a partir da seguinte relação:
(3.13)
onde )(0 iI λ e )(0 i
refI λ são as constantes dos dois instrumentos, aquele a ser calibrado e o de
referência, respectivamente. )( iI λ e )( i
refI λ representam as medições à superfície dos dois
radiômetros. A diferença entre o tempo de medição dos dois instrumentos deve ser pequena
(< 1 minuto) para que se garanta uma boa calibração.
No caso de instrumentos com canais espectrais diferentes ( iλ , jλ ), outras
considerações devem ser feitas, isto é, correções devido ao efeito diferenciado dos
constituintes atmosféricos sobre os canais devem ser consideradas. Deste modo, para a
transferência de calibração, a seguinte expressão é fornecida
(3.14)
)()(
*)()( 00i
ref
ii
ref
iI
III
λ
λλλ =
)]()[()]()([)]()([00
0
...)(
)()()( ijaaigjggimjmm mmm
i
ref
j
i
ref
j eeeI
III
λλτττλτττλτ α
λ
λλλ
−−− −
=
Capítulo 3 Materiais e Métodos
52
onde as exponenciais correspondem à correção dos diferentes componentes de extinção,
molecular, dos gases e do aerossol. A correção do componente do aerossol pode ser feita
considerando a dependência espectral da AOD dada pela fórmula de turbidez de Ångström
(3.15)
onde 0aτ é a AOD para 1 µm e α o coeficiente de Ångström.
3.2.4 Calibração do CE318A
A calibração do CE318A é realizada anualmente nos laboratórios da NASA. A
calibração referente à radiância solar observada no TOA é feita por meio de transferência a
partir de fotômetros de referência da rede [Holben et al., 2001]. Os fotômetros de referência
da AERONET são, por sua vez, re-calibrados a cada 3 meses no observatório de Mauna Loa
(Hawaii, altitude de 3400m) utilizando a técnica Langley Plot. Como mostra a Figura 3.7a, os
instrumentos de campo são colocados medindo simultaneamente sob uma mesma plataforma
com um ou mais instrumentos de referência. Apenas são consideradas medições adquiridas
com diferença de tempo menor que 40 segundos. Valores médios e o desvio padrão da
constante de calibração são obtidos para diferentes períodos e caso o desvio padrão seja maior
que 1%, a constante obtida é rejeitada.
Os sensores que medem a radiância do céu também são calibrados. O radiômetro é
alinhado em frente a uma esfera integradora (Figura 3.7b) e são realizadas medições para cada
canal espectral; a radiância da esfera é, então, integrada sobre a resposta espectral de cada
canal. A acurácia dessa calibração depende da calibração da esfera, do seu tamanho e da
precisão do processo de calibração [Yamasoe, 1999].
Durante o período de calibração também são avaliados os filtros de transmissão.
Holben et al. [1998] reportara degradação de 1 a 5% para os primeiros 2 anos de operação de
instrumentos do tipo CE318A. A AERONET monitora a degradação dos filtros de
transmissão dos seus instrumentos e a cada dois anos esses são substituídos [Holben et al.
1998]
No caso do fotômetro utilizado neste trabalho, a última calibração foi realizada no
inverno de 2005 durante o mês de junho.
αλττ −= 0aa
Capítulo 3 Materiais e Métodos
53
Figura 3.7: Calibração do fotômetro CE318A nos laboratórios da NASA. (a) Calibração do sensor de radiância
direta a partir de instrumentos de referência calibrados em Mauna Loa, Hawai. (b) Calibração do sensor da
radiância do céu por meio de uma esfera integradora. (Fonte: Cachorro, 2004).
3.2.5 Calibração dos MFRSR’s
A calibração do MFR34 e do MFR35 faz parte dos objetivos deste trabalho.
Atualmente não existe um procedimento rotineiro de calibração desses radiômetros. Entenda-
se por calibração dos MFRSR’s a obtenção de estimativas para as constantes de calibração
destes, isto é, irradiância solar extraterrestre para cada canal dos radiômetros. O MFR34 foi
calibrado no inverno de 2004 a partir do método proposto por Forgan [1994], pois as
condições atmosféricas da Região Metropolitana de São Paulo (RMSP) são impróprias para a
aplicação do método Langley Plot. No inverno de 2005 o MFR34 foi instalado no OPD-LNA
a uma altitude de 1800 metros onde foi efetuada uma nova calibração, desta vez, aplicando o
método Langley Plot. Os canais do MFR35, para os dois períodos referidos, foram calibrados
por meio de transferências da calibração do MFR34 para este. Isso foi possível devido ao fato
das funções respostas dos dois radiômetros serem semelhantes. Os resultados da calibração
dos MFRSR são apresentados no capítulo 4, pois fazem parte dos resultados do presente
trabalho.
(a) (b)
Capítulo 3 Materiais e Métodos
54
3.3 Cálculo da Profundidade Óptica do Aerossol
3.3.1 AERONET - CE318A
A AERONET calcula a profundidade óptica do aerossol para os seguintes
comprimentos de onda a partir da lei de Beer: 1020, 870, 670, 500, 440, 380 e 340 nm.
Entretanto, serão descritos apenas os procedimentos adotados para derivação da AOD nos
canais 1020, 870, 670 e 440 nm que foram utilizados na comparação entre o CE318A e os
MFRSR’s.
Atualmente, a AERONET disponibiliza duas bases de dados para a AOD, designados
de versão 1 (v1) e versão 2 (v2). A v1 corresponde à AOD obtida considerando correções que
vinham sendo adotadas nos últimos anos pela rede. Em 2005, algumas dessas correções foram
substituídas por outras presentes na literatura e novas foram introduzidas gerando deste modo
a versão v2. Entre as modificações introduzidas, as principais são [AERONET report, 2005]:
- A correção da influência do ozônio no canal 670 nm passou a ser feita com base
numa climatologia mensal de 30 anos do sensor TOMS (Total Ozone Mapping
Spectrometer) ao invés da climatologia proposta por London et al. [1976]. O
coeficiente de absorção do O3 de Vigroux [1953] foi substituído pelo fornecido por
Burrows et al. [1999].
- Foi introduzida a correção do NO2 para o canal 440 nm a partir da climatologia
mensal de NO2 na coluna atmosférica obtida através das medições do sensor
SCIAMACHY (Scanning Imaging Absorption SpectroMeter for Atmospheric
ChartographY) da ESA (European Spacial Agency).
- A influência do vapor d’água no canal 1020 nm passou a ser corrigida com base na
estimativa do conteúdo de vapor d’água obtida a partir do canal 940 nm.
- A pressão atmosférica para o cálculo da profundidade óptica molecular,
anteriormente estimada com base na altitude da estação, passou a ser obtida por meio
da interpolação da climatologia mensal fornecida pelas reanálises do National
Centers for Environmental Prediction (NCEP).
Capítulo 3 Materiais e Métodos
55
- A profundidade óptica molecular passou a ser calculada mediante o formalismo
matemático proposto por Bodhaine et al. [1999].
Para a massa óptica relativa molecular e do aerossol manteve-se a parametrização
sugerida por Kasten e Young [1989] assim como a massa óptica relativa do ozônio fornecido
por Komhyr et al. [1989].
Como pode ser visto na Figura 3.8, apesar das modificações, a diferença entre as
AOD’s obtidas por v1 e v2 não ultrapassam a incerteza estimada para os dados da rede por
Eck et al. [1999].
Figura 3.8: Diferença entre as AOD’s fornecidas pela AERONET para duas versões (v1 e v2) de cálculos
considerando diferentes correções na aplicação da lei de Beer.
Segundo Eck et al. [1999], as principais fontes de erro no cálculo da AOD estão
associadas à constante de calibração e às correções da profundidade óptica molecular e do
ozônio, este último apenas no canal 670 nm. As constantes de calibração dos instrumentos de
referência da AERONET são inferidas com acurácia de 0,2 a 0,5%. Considerando os erros
associados à transferência de calibração e desvios acima da variabilidade típica nos valores
das grandezas envolvidas nas correções (concentração de ozônio, pressão à superfície), Eck et
al. [1999] fizeram uma avaliação da máxima incerteza esperada para a profundidade óptica do
aerossol da AERONET. Os resultados obtidos variam entre 0,01 e 0,02 numa relação inversa
com o comprimento de onda.
Capítulo 3 Materiais e Métodos
56
Os dados de AOD da rede são classificados em três categorias em função do nível de
controle de qualidade pelo qual passam. A primeira filtragem dos dados baseia-se no senso de
que a variação da cobertura de nuvens é tipicamente maior que a das partículas de aerossol,
portanto, considerando a variabilidade entre três medições seqüenciais, denominadas de
tripleto, é realizada uma primeira triagem dos casos mais severos de contaminação por
nuvens. Os dados de AOD derivados a partir da constante de calibração pré-definida e que
passaram apenas por esse primeiro filtro são classificados como nível 1.0. Porém, os que além
destes procedimentos, foram sujeitos a uma avaliação mais criteriosa, mediante a aplicação do
algoritmo de Smirnov et al. [2000], visando eliminar as medidas sob influência de nuvens
mais sutis, são classificados como nível 1.5. O algoritmo de Smirnov et al. [2000] adota
basicamente dois filtros, o primeiro se baseia na estabilidade temporal de 3 valores de AOD
obtidos no intervalo de 1 minuto. Diferenças maiores que 0,02 para AOD (670 nm) < 0,6 e
0,03 para AOD (670 nm) > 0,6 entre as três medidas de AOD são associadas com possível
ocorrência de nuvens [Holben et al., 2001]. O segundo filtro identifica rápidas variações
devido à presença de nuvens a partir do logaritmo da AOD como função do tempo.
Os dados classificados como nível 1.0 e 1.5 são disponibilizadas entre 1 a 2 dias após
as medições. Os dados de máxima qualidade da rede são obtidos após o instrumento retornar
para os laboratórios da NASA para recalibração. Uma vez realizada a análise de estabilidade e
a recalibração do instrumento, a AOD é recalculada e disponibilizada como nível 2.0, o que
ocorre entre alguns meses e 1 ano após as medições.
Segundo Holben et al. [2001], para várias estações da rede ao longo do globo o
algoritmo de Smirnov et al. [2000] tem eliminado de 10 a 50 % dos dados. Como mostra a
Figura 3.9, para São Paulo durante o período de julho de 2004 a abril de 2005 a freqüência de
dados de AOD próximos ao meio dia solar é significativamente inferior quando comparado
aos outros horários.
Capítulo 3 Materiais e Métodos
57
Figura 3.9: Freqüência de dados do nível 2.0 para São Paulo durante o período entre julho de 2004 e abril de
2005
A avaliação de casos diários utilizando AOD fornecida pelos MFRSR e de imagens de
satélites apontou ausência de nuvens em alguns dos horários possivelmente considerados
contaminados pelo algoritmo. Indagado sobre este comportamento, Tom Eck (informação
pessoal)6 sugeriu que este poderia estar associado à variabilidade da AOD próximo ao
referido horário, influenciada, principalmente, por processos convectivos. Esta avaliação,
entretanto, não nos pareceu ser muito plausível.
A análise da diferença entre os dados de AOD dos níveis 1.5 e 2.0 realizada durante o
presente trabalho, para o ano de 2004, mostrou diferenças significativas entre os dados destes
dois níveis (Figura 3.10). As discrepâncias obtidas são sistematicamente maiores para massas
ópticas menores, comportamento tipicamente associado à aplicação de uma constante de
calibração não acurada [Carlund et al., 2003]. Alexandrov et al. [2002] obteve resultado
semelhante para o caso de um MFRSR. Este identificou como responsável pelo
comportamento verificado uma rápida perda na transmissão do filtro seguida de uma gradual
estabilização.
6 Informação fornecida por Tom Eck via e-mail em 15 de dezembro de 2005.
Capítulo 3 Materiais e Métodos
58
Figura 3.10: Diferença entre AOD do nível 1.5 e 2.0 obtida para o canal 870 nm do CE318A. O quadro superior
apresenta a diferença em função da massa óptica relativa e o inferior em função do dia Juliano.
3.3.2 AOD - MFR34 e MFR35
A profundidade óptica do aerossol para os MFRSR’s foi calculada aplicando-se a lei
de Beer. Como mostra a Figura 3.11, adaptada de Alexandrov et al. [2002], os canais
espectrais dos MFRSR estão sujeitos basicamente à atenuação, pelo espalhamento molecular,
pela absorção gasosa, nomeadamente o O3 no canal 670 nm e o NO2 no 415 nm e pela
atenuação devido ao aerossol. A influência do vapor d’água não é apresentada por não afetar
os canais apresentados [Alexandrov et al., 2002].
Capítulo 3 Materiais e Métodos
59
λλλ
λ
λλ ττττ ,,3
3,
,2
,0, 2
2ln NO
a
NO
O
a
O
m
a
m
a
DN
am
m
m
m
m
mm
IR
I−−−
=
Prof
undi
dade
ópt
ica
Comprimento de onda (nm)
Prof
undi
dade
ópt
ica
Prof
undi
dade
ópt
ica
Comprimento de onda (nm)
Prof
undi
dade
ópt
ica
Prof
undi
dade
ópt
ica
Comprimento de onda (nm)
Prof
undi
dade
ópt
ica
Figura 3.11: Profundidades ópticas típicas dos constituintes atmosféricos que afetam os canais espectrais do
MFRSR padrão. A profundidade óptica molecular para P=Po (1013,25 hPa); aerossóis com raio efetivo (reff)
igual a 0,2 e 0,5 µm e AOD = 0,1 em 550 nm; conteúdo de NO2 = 2DU e O3=300DU. As funções respostas são
apresentadas em unidades arbitrárias e as setas representam os canais usados neste trabalho. (Fonte: Alexandrov
et al., 2002)
Portanto, a expressão geral para a inversão da profundidade óptica utilizando a lei de
Beer no presente caso é dada por:
(3.16)
A correção da atenuação molecular ( )λτ ,m em todos os canais (415, 670, 870 e 1037
nm) foi realizada utilizando a fórmula da profundidade óptica molecular dada por Hansen e
Travis [1974] (equação 2.3). Para a correção da pressão atmosférica à superfície foi utilizado
o valor médio da pressão para São Paulo, 935 hPa [Castanho, 2005]. Avaliações realizadas
durante este trabalho e em outros presentes na literatura como, por exemplo, Eck et al. [1999]
mostram que os erros associados à utilização de médias climatológicas para a pressão à
superfície não são importantes diante da acurácia com que a AOD nos comprimentos de onda
em questão é obtida.
Capítulo 3 Materiais e Métodos
60
2/12
3
2
,
2
,
2
,33
2
,
2
,
,
2
,0
,0,
)()()(
)()()(1)(1
)(
+
+
+
+
+
+
=
a
O
O
a
m
m
a
a
a
O
a
O
m
a
m
DN
DN
aa
a
m
m
m
m
m
m
m
m
m
m
I
I
mI
I
m
στ
στ
στ
τστσσσ
τσ
λλ
λλ
λ
λ
λ
λ
λ
O canal 670 nm localiza-se na banda de Chappuis, região do espectro solar onde a
absorção pelo ozônio não é desprezível. A correção para o efeito do ozônio foi feita adotando
a profundidade óptica do ozônio ( )λτ ,3O estimada por Castanho [2005] a partir do conteúdo
médio de ozônio integrado na coluna da RMSP fornecida por Corrêa [2003]. O valor obtido
por Corrêa foi de 271 ± 15 DU (do inglês, Dobson Unit) e a profundidade óptica para o O3
estimado por Castanho [2005] para o canal 670 nm foi 0,011. Segundo McArthur et al.
[2003], desvio de 50% na média climatológica do conteúdo de ozônio corresponde a um erro
de 0,006 na AOD para o canal 670 nm. O máximo conteúdo de ozônio observado por Corrêa
[2003] entre 1996 e 2002 foi 323 DU e o mínimo 228 DU, o que mostra ser razoável adotar o
valor médio. Embora a banda de Chappuis se estenda pelos demais canais, a sua influência
nestes é desprezível [Lenoble, 1993].
Apesar do NO2 afetar a profundidade óptica no canal 415 nm, como mostra o gráfico
da Figura 3.11, a sua contribuição ( )2NOτ tem sido negligenciada [Augustine et al., 2002;
Hansell et al., 2003]. Os principais motivos para isso são a ausência de medições do seu
conteúdo integrado e o seu relativo baixo efeito no valor da AOD, como pode ser visto na
correção efetuada pela AERONET. Portanto, durante a inversão da AOD para o canal 415 nm
a sua contribuição foi desconsiderada.
As massas ópticas relativas molecular ( )mm e do ozônio ( )3Om foram obtidas a partir
das formulações sugeridas por Kasten e Young [1989] e Staehelin et al. [1995],
respectivamente. A massa óptica relativa do aerossol ( )am foi aproximada pela massa óptica
molecular, uma vez que não se conhece de antemão a distribuição vertical deste na atmosfera.
O erro médio cometido ao considerarmos essa aproximação segundo Schmid e Werhli [1995]
é de 0,3%.
A expressão que calcula o fator ( 2−R ) que corrige a irradiância solar extraterrestre
devido ao ciclo anual da distância Terra-Sol foi obtida de Iqbal [1983].
Pela teoria da propagação dos erros, a estimativa da incerteza no valor de AOD
considerando a equação (3.16), é dada pela seguinte expressão:
(3. 17)
Capítulo 3 Materiais e Métodos
61
As incertezas ou as fórmulas adotadas para a sua estimativa são apresentadas na
Tabela 3.2 e as respectivas referências. Como sugerido por Carlund et al. [2003] o erro
associado ao fator de correção 2−R foi desprezado.
Tabela 3.2: Fórmulas de estimativas de incertezas na AOD e suas respectivas referências.
Estimativa de Incerteza Referências
( )3
007,0 ,,
λ
λ
ττσ m
m = Carlund et al. [2003]
λλ ττσ ,3,3 11,0)( OO = Carlund et al. [2003]
%065,0)( ≤mmσ p/ 7≤mm Kasten e Young [1989]
( ) ( )[ ] 2/2216)( 003 KmzmKmzmm OOO =−==σ
%004,0)( 3 ≤Omσ p/ 83 ≤Om Carlund et al. [2003]
%3,0~)( ama mmm σ⇒≅ mm Schmid e Werhli [1995]
( )λσ ,DNI de 2 a 3 % Harrison et al. [1994]
( )λσ ,oI (estimado por este trabalho) Tabelas (4.2 e 4.3)
A incerteza associada à constante de calibração corresponde ao desvio padrão do valor
médio obtido para as estimativas de λ,oI utilizando os métodos de Forgan [1994] e Langley
Plot neste trabalho.
Harrison et al. [1994] comparam a acurácia do componente direcional estimado pelo
método do MFRSR ao dos fotômetros que rastreiam o disco solar. Entretanto, essa acurácia
pode ser afetada por dois fatores inerentes ao princípio de funcionamento do radiômetro, o
sombreamento do difusor e a correção angular. O sombreamento inadequado afeta as medidas
de irradiância direcional e conseqüentemente, a AOD obtida deste. O não completo
sombreamento do difusor pode levar a uma subestimativa da AOD. A correção angular, por
sua vez, deve ser atualizada rotineiramente, pois a acurácia do componente direcional pode
ser afetada com a degradação do difusor. A Figura 3.12 mostra a diferença entre as AOD’s
calculadas para o dia 30/08/2004 utilizando a correção angular original do MFR35 (1999) e a
correção atualizada após este instrumento retornar do laboratório do fabricante em 2002.
Capítulo 3 Materiais e Métodos
62
Figura 3.12: Diferença entre AOD´s do MFR35 calculadas para o dia 30/08/2004 considerando duas correções
angulares diferentes, a referente ao ano de 1999 e a atualizada para o ano de 2002.
Percebe-se que a diferença tende a ser negativa variando ao longo do dia e entre os
canais, sendo mais significativa no canal 415 nm. O que se pode inferir dessa análise é que a
aplicação de uma correção angular à resposta de um receptor degradado pode acarretar na
subestimativa da AOD. O MFR35 foi o instrumento que sofreu maior exposição desde que foi
adquirido, o que certamente justifica a degradação do seu receptor. Contrariamente, o MFR34
com exceção de um relativo longo período em 2002, foi exposto esporadicamente.
Os dados de AOD obtidos pelos MFRSR’s utilizados no presente trabalho foram
calculados na freqüência em que as medidas de irradiância direcional são disponibilizadas,
isto é, a cada minuto. As informações da AERONET disponibilizadas, principalmente as do
nível 2.0, possuem uma freqüência irregular, isso obviamente é devido à aleatoriedade da
contaminação das medições pelas nuvens. Para efeito de comparação com as informações de
AOD da AERONET foi feita uma degradação na freqüência dos dados de AOD dos
MFRSR’s. Para isso, foi adotado para o MFRSR o valor médio de 9 medições seqüenciais,
sendo a medida central coincidente com a medição da AERONET. O desvio padrão das
medidas foi tomado como a incerteza nos valores de AOD obtidos. O ajuste da freqüência dos
dados de AOD dos MFRSR’s à base nível 2.0 da AERONET elimina automaticamente a
maior parte dos dados dos MFRSR’s contaminados por nuvens. No entanto, mudanças rápidas
na cobertura de nuvens eventualmente contaminam a observação dos MFRSR’s no intervalo
Capítulo 3 Materiais e Métodos
63
em torno da medição da AERONET. Para evitar dados contaminados devido a esse efeito,
casos com desvio padrão maior que 0,02 no valor da AOD foram eliminados das análises. A
Figura 3.13 apresenta o caso do dia 29/08/2005 como exemplo para a AOD obtida a partir do
MFR34. As medições utilizadas na avaliação da AOD obtida pelos dois radiômetros
compreenderam os períodos de julho a outubro de 2004 e agosto a setembro de 2005.
0,00
0,05
0,10
0,15
0,20
0,25
0,30
0,35
0,40
9:00 10:00 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 21:00
Hora (UTC)
AO
D (
10
37
/10
20
nm
)
MFR34 ( freq. 1 min.)
MFR34 (freq. AERONET)
AERONET
Figura 3.13: AOD (29/08/2005) para 1037 e 1020 nm do MFR34 e AERONET, respectivamente. Procedimento
de redução da freqüência (freq.) dos dados do MFR34 para os da AERONET.
3.4 Modelos Ópticos de Aerossol
Os modelos ópticos de aerossol propostos por Castanho [2005] foram obtidos a partir
da base de dados da AERONET considerando as informações das propriedades ópticas
espectrais do aerossol para os meses de junho, julho e agosto de 2002 e 2003. Com o auxílio
da radiância difusa medida nos canais 1020, 870, 670 e 440 nm a AERONET obtém
propriedades microfísicas dos aerossóis presentes na atmosfera, nomeadamente índice de
refração e distribuição de tamanho [Yamasoe, 1999; Dubovik e King, 2000]. A partir de
códigos de inversão (Figura 3.14) são caracterizadas espectralmente as propriedades ópticas
do aerossol que definem um modelo óptico: albedo simples (ωo,λ), eficiência de extinção
(Qext,λ) e o parâmetro de assimetria (gλ).
Capítulo 3 Materiais e Métodos
64
Figura 3.14: Inserindo as propriedades microfísicas fornecidas pelo radiômetro no código Mie são obtidas as
propriedades ópticas espectrais. A partir do código de transferência radiativa de Dave e Gazdag [1970] as
propriedades ópticas para outras regiões do espectro solar foram estimadas. (Fonte: Castanho, 2005).
Castanho [2005] por meio da análise de clusters, baseada na variação espectral de
ωo,λ,, definiu 5 modelos ópticos pretensos a representar a variabilidade do aerossol para a
atmosfera da RMSP (Figura 3.14). A escolha do albedo simples como variável determinante
do modelo de aerossol, segundo Castanho [2005], deve-se ao fato da sua variabilidade exercer
maior influência sobre a determinação da AOD. Os modelos ópticos são apresentados na
Figura 3.15. O valor médio do albedo simples varia do primeiro modelo ao quinto da seguinte
forma: M1- ωo (550 nm) = 0,76; M2 - ωo (550 nm) = 0,80; M3 - ωo (550 nm) = 0,85; M4 -
ωo (550 nm) = 0,90; M5 - ωo (550 nm) = 0,96.
O presente conjunto de modelos ópticos representa um significativo avanço no estudo
do aerossol na RMSP e dos seus efeitos. Castanho [2005] realizou alguns testes de validação
dos modelos, porém estes visaram a obtenção da AOD via medições de satélites. No presente
estudo os modelos são inseridos no código de transferência radiativa SBDART [Richiazzi et
al., 1998] e a irradiância solar global à superfície é estimada para dias devidamente
identificados e caracterizados do ponto de vista dos principais constituintes que afetam a
radiação solar (ex. aerossol, vapor d’água). A irradiância é recuperada levando em
consideração a resposta espectral à radiação solar do piranômetro CM21, do sensor PAR
SKE510 e do canal de banda larga dos MFRSR’s. Posteriormente são analisadas as diferenças
entre a irradiância observada por esses radiômetros e a estimada pelo código. Simulações
Capítulo 3 Materiais e Métodos
65
numéricas de irradiância solar global à superfície também são utilizadas para avaliar o
comportamento dos modelos.
Figura 3.15: Modelos espectrais de aerossol parametrizados em função do albedo simples em 550 nm. (a)
Albedo simples (ωo,λ ). (b) Parâmetro de assimetria (g). (c) Eficiência de extinção (Qext,λ). (Fonte: Castanho,
2005).
Capítulo 3 Materiais e Métodos
66
3.5 Santa Barbara Disort Radiative Transfer
O Santa Barbara Disort Radiative Transfer (SBDART) é um versátil modelo
numérico desenvolvido por Richiazzi et al. [1998] para resolver problemas práticos da
transferência radiativa dentro da atmosfera terrestre. O modelo trabalha com a aproximação
da atmosfera plano-paralela agregando conceitos e bibliotecas amplamente divulgados no
meio cientifico. A equação de transferência radiativa é numericamente integrada com auxílio
do código Discret Ordinate Radiative Transfer (DISORT) [Stammes et al., 1988]. A radiância
espalhada e emitida pode ser estimada para diferentes altitudes (65 camadas) e direções (40
ângulos, zenitais e azimutais). O SBDART possui biblioteca padrão para perfil atmosférico,
alguns modelos de tipos de aerossol, além de permitir que o usuário forneça suas próprias
informações. Maiores detalhes sobre o algoritmo podem ser encontrados em Richiazzi et al.
[1998].
No presente trabalho, o código foi utilizado para simular irradiância solar global à
superfície. O perfil atmosférico adotado foi o correspondente a uma atmosfera tropical que
melhor representa a atmosfera da RMSP [Castanho; 2005]. A pressão à superfície nas
simulações foi ajustada para a média observada na Estação Meteorológica do IAG e o
conteúdo de vapor d’água foi considerado o fornecido pela AERONET a partir das medições
do CE318A. O conteúdo de ozônio do SBDART para a atmosfera tropical é consistente com
os resultados médios obtidos por Corrêa [2003] para a RMSP, portanto, foi mantida para os
testes de sensibilidade, nas demais simulações adotaram-se informações do TOMS. O albedo
da superfície foi considerado uniforme para as simulações e igual a 0,15, entretanto,
simulações considerando diferentes albedos foram realizadas de modo a avaliar a contribuição
do efeito da superfície sobre a irradiância simulada. Para simulações considerando os modelos
ópticos de aerossol do SBDART é necessária apenas a informação da AOD em 550 nm, pois
o código resolve a dependência espectral da AOD internamente. Em simulações envolvendo o
aerossol do usuário, as propriedades ópticas espectrais do aerossol (ωo,λ ; gλ ; Qext,λ) devem ser
especificadas no arquivo de entrada, o que foi feito ao introduzir os modelos de Castanho.
Capítulo 4: Resultados
Capítulo 4 Resultados
68
Neste capítulo são apresentados os principais resultados obtidos neste trabalho. A
seção 4.1 apresenta os resultados referentes à calibração do MFR34 durante os invernos de
2004 e 2005. Na seção 4.2 são comparados os dados de AOD obtidos a partir dos radiômetros
MFRSR e a AOD fornecida pela AERONET. Na seção 4.3 são apresentados os resultados da
análise da variabilidade da AOD, do coeficiente de Ångström e do albedo simples para São
Paulo com base nos dados da AERONET. A seção 4.3 descreve os resultados de testes de
sensibilidades realizados com os modelos ópticos a partir do SBDART e da comparação entre
as irradiâncias solar global simuladas para superfície e as irradiâncias medidas pelo
piranômetro CM21, sensor PAR e o canal banda larga do MFRSR.
4.1 Calibração dos MFRSR’s
4.1.1 Inverno de 2004: Método Geral
A calibração do MFR34 para o inverno de 2004 foi realizada utilizando dados obtidos
na própria base operacional do instrumento em São Paulo. Devido ao fato de não existirem
condições para avaliar acuradamente o componente de atenuação do aerossol para qualquer
um dos canais do MFR34, pré-requisito do Método Geral [Forgan, 1994], foi adotada a
variante que utiliza as informações de AOD obtidas por um radiômetro calibrado. Portanto,
foram utilizados os dados de AOD do nível 2.0 da AERONET. De modo a garantir uma
dependência mínima com os dados do CE318A, apenas o canal 870 nm do MFR34 foi
calibrado. O canal 870 nm foi escolhido por localizar-se em uma faixa do espectro menos
susceptível à absorção gasosa [Gianelli, 2004] quando comparado com os demais,
necessitando somente da correção do espalhamento molecular. Foram selecionados 17
períodos favoráveis à aplicação do método entre manhãs (AM) e tardes (PM). A variabilidade
no valor do coeficiente de Ångström foi utilizada como indicativo da estabilidade na
distribuição de tamanho do aerossol. Períodos com desvio padrão maior que 5% no
coeficiente de Ångström foram desconsiderados. A Figura 4.1 apresenta, como exemplo, um
dos dias selecionados.
Capítulo 4 Resultados
69
( )[ ]
%)1(46,1)(
.
.ln
870/440
670,
870,870,
=
=
+−=
ασα
τ
τ
aa
mmDN
mx
mIy ( )[ ]
%)1(46,1)(
.
.ln
870/440
670,
870,870,
=
=
+−=
ασα
τ
τ
aa
mmDN
mx
mIy
(1%)
y
x
( )[ ]
%)1(46,1)(
.
.ln
870/440
670,
870,870,
=
=
+−=
ασα
τ
τ
aa
mmDN
mx
mIy ( )[ ]
%)1(46,1)(
.
.ln
870/440
670,
870,870,
=
=
+−=
ασα
τ
τ
aa
mmDN
mx
mIy
(1%)
( )[ ]
%)1(46,1)(
.
.ln
870/440
670,
870,870,
=
=
+−=
ασα
τ
τ
aa
mmDN
mx
mIy ( )[ ]
%)1(46,1)(
.
.ln
870/440
670,
870,870,
=
=
+−=
ασα
τ
τ
aa
mmDN
mx
mIy
(1%)
y
x
Figura 4.1: Método Geral aplicado para o período da manhã do dia 24/09/2004. Calibração do canal 870 nm do
MFR34 a partir do canal 670 nm da AERONET. τm,870 representa a profundidade óptica molecular no canal 870
nm, m a massa óptica atmosférica e )(870/440 ασα o coeficiente de Ångström médio no período e o
correspondente desvio padrão.
As estimativas da constante de calibração para o canal 870 nm do MFR34 utilizando
como referência os canais 440, 670, 870 e 1020 nm do CE318A mostraram ótima consistência
entre si como mostra a Tabela 4.1. Para qualquer um desses canais, com exceção do canal em
440 nm, a estabilidade da constante derivada está dentro do sugerido como satisfatório na
literatura [Michalsky et al., 2001]. A constante de calibração adotada para o canal 870 nm do
MFR34 foi calculada a partir da média das constantes obtida a partir dos quatros canais da
AERONET (440, 670, 870 e 1020 nm), ponderada pelos desvios. Em seguida, este canal de
870 nm, foi utilizado para estimar as constantes de calibração dos demais canais do MFR34
utilizando a mesma metodologia. O gráfico da Figura 4.2 mostra a calibração do canal 670 nm
do MFR34 a partir do componente de extinção calculado no canal 870 nm do próprio
instrumento.
Capítulo 4 Resultados
70
Tabela 4.1: Estimativa da constante de calibração λ,0I (W.m-2.nm-1) para o canal 870 nm do MFR34 e a
respectiva incerteza estatística, )( ,0 λσ Im , a partir do Método Geral [Forgan, 1994] utilizando como referência
(Ref.) os canais 440, 670, 870 e 1020 nm da AERONET.
N Ref. (440 nm) Ref. (670 nm) Ref. (870 nm) Ref. (1020 nm)
1 0,796 0,798 0,820 0,834 2 0,828 0,792 0,809 0,812 3 0,798 0,804 0,807 0,809 4 0,786 0,829 0,830 0,823 5 0,798 0,809 0,829 0,834 6 0,804 0,789 0,803 0,807 7 0,791 0,805 0,808 0,805 8 0,823 0,831 0,829 0,825 9 0,787 0,791 0,815 0,809
10 0,823 0,805 0,816 0,812 11 0,828 0,811 0,839 0,833 12 0,787 0,795 0,808 0,814 13 0,826 0,807 0,807 0,806 14 0,798 0,790 0,799 0,799 15 0,814 0,805 0,812 0,825 16 0,822 0,798 0,792 0,793 17 0,805 0,808 0,810 0,811
λ,0I (médio) 0,807 0,804 0,814 0,815
)( ,0 λσ Im 0,004 0,003 0,003 0,003
( )[ ]
%)1(46,1)(
.
.ln
870/440
870,
670,670,
=
=
+−=
ασα
τ
τ
aa
mmDN
mx
mIy
x
y
( )[ ]
%)1(46,1)(
.
.ln
870/440
870,
670,670,
=
=
+−=
ασα
τ
τ
aa
mmDN
mx
mIy
x
y
(1%)
( )[ ]
%)1(46,1)(
.
.ln
870/440
870,
670,670,
=
=
+−=
ασα
τ
τ
aa
mmDN
mx
mIy
x
y
( )[ ]
%)1(46,1)(
.
.ln
870/440
870,
670,670,
=
=
+−=
ασα
τ
τ
aa
mmDN
mx
mIy
x
y
(1%)
Figura 4.2: Método geral de Forgan aplicado para o período da manhã do dia 24/09/2004. Calibração do canal
670 nm do MFR34 a partir do canal 870 nm do próprio instrumento
Capítulo 4 Resultados
71
A Tabela 4.2 apresenta as constantes de calibração estimadas para os canais 415, 670 e 1037
nm do MFR34. As estimativas da constante de calibração apresentaram muito boa
precisão, )( ,0 λσ Im < 1,6% em todos os canais, mostrando que o Método Geral tem o potencial
de fornecer resultados robustos para condições atmosféricas desfavoráveis à aplicação do
Langley Plot, como as observadas em São Paulo. Uma alternativa, aos dados de alta qualidade
da AERONET, para a aplicação do Método Geral seria a utilização do canal mais estável do
MFR34 na recuperação da constante de calibração das demais. No presente estudo isso não
foi feito uma vez que não se conhecia acuradamente a constante de calibração em nenhum dos
canais do MFR34.
A calibração do MFR35 foi realizada pelo método de transferência, utilizando a
calibração do MFR34, já que as funções filtro dos dois MFRSR são semelhantes.
Tabela 4.2: Estimativa da constante de calibração λ,0I (W.m-2.nm-1) para os canais 415, 670 e 1037 nm do
MFR34 a partir do Método Geral (Forgan, 1994) utilizando como referência o próprio canal 870 nm do MFR34.
)( ,0 λσ Im é o desvio do valor médio, λ,0I (médio).
N 415 nm 670 nm 1037 nm 1 1,136 1,273 0,587 2 0,936 1,271 0,584 3 1,011 1,239 0,587 4 0,935 1,240 0,577 5 1,139 1,279 0,573 6 1,078 1,281 0,585 7 1,050 1,264 0,587 8 1,081 1,246 0,585 9 1,038 1,250 0,574
10 1,020 1,248 0,574 11 1,010 1,250 0,574 12 1,031 1,275 0,585 13 1,050 1,251 0,577 14 0,971 1,259 0,572 15 0,939 1,275 0,576 16 1,066 1,242 0,577 17 1,191 1,269 0,582
λ,0I (médio) 1,040 1,259 0,579
)( ,0 λσ Im 0,017 0,003 0,001
Capítulo 4 Resultados
72
4.1.2 Inverno de 2005: Método Langley Plot
O Observatório Pico dos Dias, contrariamente à RMSP, apresenta condições
favoráveis à aplicação do Langley Plot, em função da sua localização, distante de importantes
fontes de poluição, e pela sua altitude. Durante as medições do MFR34 foram identificados 16
períodos com condições favoráveis à aplicação do Langley Plot. Esse número é compatível
com aquele sugerido por Harrison e Michalsky [1994] como necessário para uma estimativa
robusta das constantes de calibração. A Figura 4.3 ilustra a aplicação do método para o caso
específico do dia 02 de agosto 2005.
Figura 4.3: (a) Irradiância solar global para os 4 canais do MFR34 para o dia 02 de agosto de 2005 no
OPD/LNA. (b) Método gráfico Langley Plot aplicado para o período da manhã do referido dia.
Os resultados dos 16 Langley Plot´s, as estimativas finais das constantes e as
respectivas incertezas estatísticas são apresentados na Tabela 4.3. O desvio padrão no valor
médio para todos os canais é menor que 0,5% indicando a ótima estabilidade da atmosfera
quando da realização das medições utilizadas para a calibração do instrumento.
A Figura 4.4 mostra o gráfico das constantes de calibração para os canais dos dois
MFRSR. As estimativas apresentadas correspondem aos valores obtidos neste trabalho para
Capítulo 4 Resultados
73
os invernos de 2004 e 2005 e aos valores calculados por Plana-Fattori et al. [2004] ajustando
a irradiância espectral extraterrestre fornecida por Kurucz [1994] à função filtro dos dois
instrumentos.
Tabela 4.3: Estimativa das constantes de calibração λ,0I (W.m-2.nm-1) para os canais do MFR34 a partir do
Método Langley Plot para medições realizadas no OPD/LNA durante o inverno de 2005. )( ,0 λσ Im é o desvio
do valor médio, λ,0I (médio).
N 415 nm 670 nm 870 nm 1037 nm
1 1,001 1,172 0,764 0,546 2 1,015 1,190 0,776 0,558 3 1,011 1,180 0,763 0,561 4 1,013 1,193 0,779 0,556 5 1,008 1,175 0,762 0,562 6 1,021 1,198 0,781 0,558 7 1,028 1,186 0,766 0,565 8 1,023 1,198 0,780 0,559 9 1,009 1,177 0,762 0,562 10 1,016 1,192 0,778 0,558 11 1,023 1,184 0,766 0,564 12 1,029 1,189 0,769 0,562 13 1,000 1,188 0,776 0,552 14 1,011 1,182 0,769 0,559 15 1,003 1,182 0,771 0,556 16 1,002 1,186 0,776 0,556
λ,0I (médio) 1,013 1,186 0,772 0,559
)( ,0 λσ Im 0,002 0,002 0,002 0,001
No caso do MFR34 é claramente perceptível a discrepância entre o valor obtido por
Plana-Fattori et al. [2004] e os estimados experimentalmente. Essas discrepâncias são
geralmente atribuídas à degradação na transmissão dos filtros, com a degradação da resposta
espectral, entretanto como já fora citado anteriormente, testes em laboratórios têm
demonstrado que as respostas espectrais dos filtros são estáveis [Alexandrov et al., 2002]. O
canal 415 nm apresenta maior degradação, o que é consistente com os resultados obtidos por
Corrêa [2003]. Os resultados para o MFR35 exibem o reflexo do retorno do instrumento ao
laboratório do fabricante em 2003 após passar por um processo de manutenção. Entre 2004 e
2005 percebe-se uma redução nos valores das constantes em todos os canais; indicativo de
uma possível degradação sofrida pelos filtros de transmissão dos dois radiômetros nesse
período.
Capítulo 4 Resultados
74
Figura 4.4: Constantes de calibração obtidas no presente trabalho (RMSP-2004, LNA-2005) e valores teóricos
obtidos por Plana Fattori et. al. [2004] ajustando a irradiância solar espectral dado por Kurucz [1994] à função
filtro dos dois MFRSR (a) MFR34. (b) MFR35.
Estes resultados mostram a importância da calibração face às exigências de cálculos
acurados de AOD. O método Langley Plot aplicado em condições atmosféricas adequadas
proporciona de forma prática e simples estimativas de constantes de calibração com ótima
precisão. A atmosfera da RMSP por não respeitar os requisitos impostos pelo Langley Plot
inviabiliza a sua aplicação. O Método Geral, contrariamente, mostrou ser hábil em estimar
constantes de calibração com relativa boa precisão para a RMSP, principalmente nos canais
de maior comprimento de onda onde as incertezas estatísticas obtidas foram semelhantes às
obtidas para o LNA utilizando o método Langley Plot.
Obtidas as constantes de calibração dos dois MFRSR foram calculadas as
profundidades ópticas espectrais do aerossol para São Paulo mediante a aplicação da lei de
Beer.
(a) (b)
Capítulo 4 Resultados
75
4.2 Profundidade Óptica do Aerossol
Nesta seção são comparadas as profundidades ópticas do aerossol calculadas para os
MFRSR e as fornecidas pela AERONET para dois períodos. O primeiro compreendido entre
julho e outubro de 2004, que é o período que contempla um número maior de observações e o
segundo entre agosto e setembro de 2005 logo após o retorno dos dois instrumentos da
calibração.
4.2.1 MFR35 versus MFR34 A Figura 4.5 mostra a relação entre a AOD obtida a partir das medições dos
radiômetros MFR34 e MFR35 durante o período de julho a outubro de 2004. Os dados dos
dois radiômetros mostram boa consistência entre si. As diferenças ficaram significativamente
abaixo do limite estabelecido pela OMM como o aceitável (0,02).
Figura 4.5: Representação gráfica da relação entre a AOD obtida com o MFR35 e a calculada a partir do
MFR34.
Capítulo 4 Resultados
76
Os indicadores estatísticos, Desvio Quadrático Médio (DQM) e a Média dos Desvios
(MD), que visam caracterizar as diferenças entre a AOD dos dois MFRSR, são apresentados
na Tabela 4.4.
Tabela 4.4: Indicadores estatísticos da diferença entre a AOD para os quatro canais do MFR35 e do MFR34.
λλλλ(nm) DQM MD
415 0,013 -0,009
670 0,006 0,001
870 0,007 0,002
1037 0,010 -0,001
Apesar da boa consistência entre os dados dos dois radiômetros alguns aspectos
verificados merecem ser analisados. O gráfico referente ao canal 1037 nm (Figura 4.5) sugere
claramente dois comportamentos distintos entre os valores da AOD. Embora de forma menos
significativa, essa diferença está presente também nos canais 670 e 870 nm, e aparentemente
não existe no canal 415 nm, como pode ser observado na Figura 4.6. Esta figura apresenta a
diferença entre a AOD dos dois instrumentos como função da massa óptica atmosférica para
os dois períodos em análise, 2004 e 2005. A evolução diurna da diferença entre a AOD para
os canais dos dois instrumentos é apresentada na Figura 4.7, indicando que durante o período
da manhã a AOD obtida a partir do MFR35 é maior que a do MFR34, e para o período da
tarde existe uma ligeira inversão. Este comportamento aparece mais acentuado nos dados de
2004, porém, também se revela, ainda que discretamente, no inverno de 2005. A Figura 4.8
apresenta a evolução diurna da razão entre a transmitância atmosférica espectral global obtida
a partir dos dois MFRSR para os dados de 2004. Durante o período da manhã, para os canais
de maior comprimento de onda, percebe-se que a transmitância atmosférica obtida com o
MFR35 é menor que a fornecida pelo MFR34 e o contrário se verifica durante a tarde. Este
comportamento mostra-se compatível com os resultados obtidos para a AOD dos referidos
canais espectrais. Para o canal 415 nm a transmitância atmosférica do MFR35 diminui em
relação ao MFR34 à medida que a massa óptica aumenta, independentemente do período do
dia. Este efeito pode representar um reflexo da menor acurácia da constante de calibração
obtida durante o período de 2004 para este canal, pois percebe-se, na Figura 4.6, apresentada
anteriormente, que à medida que a massa óptica diminui aumenta a magnitude da diferença
entre a AOD dos dois instrumentos. Em relação aos demais canais o comportamento
verificado não reflete um problema da mesma natureza, pois existe claramente uma assimetria
em relação ao meio dia solar. Uma das hipóteses levantadas para este comportamento está
Capítulo 4 Resultados
77
relacionada com a resposta direcional do receptor dos instrumentos. Diferenças na correção
angular entre os dois radiômetros poderiam explicar o comportamento observado.
Figura 4.6: Diferença entre a AOD obtida a partir do MFR35 e do MFR34 como função da massa óptica
atmosférica para os invernos de 2004 e 2005.
Outra hipótese levantada estaria relacionada com um ligeiro deslocamento para oeste
detectado na haste de sombreamento do MFR35 no momento de ocultar o difusor do feixe
direto. Este deslocamento no sombreamento do MFR35 também pode ter contribuído para o
comportamento da diferença da AOD observada entre os dois radiômetros. Sendo que o
instrumento se encontra orientado na direção Norte-Sul, no nascer do sol a haste deslocada
para oeste acarretaria numa superestimativa do componente difuso. Para massas ópticas
próximas ao pôr do sol e distâncias zenitais vizinhas do meio-dia solar o efeito do
deslocamento da haste tenderia a ser mínimo. A minimização desse efeito nos dados do
período de 2005 pode ser atribuída ao ajuste efetuado no sombreamento do MFR35.
A apresentação e discussão dessas diferenças observadas entre a AOD dos dois
instrumentos objetivaram mostrar que a consistência entre estes, que já é significativa, pode
ser otimizada com a manutenção e re-caracterização da correção angular em laboratório
especializado.
Capítulo 4 Resultados
78
Figura 4.7: Evolução diurna da diferença entre a AOD obtida a partir do MFR35 e do MFR34 para os invernos
de 2004 e 2005.
Figura 4.8: Evolução diurna da razão entre a transmitância atmosférica espectral obtida do MFR35 e a fornecida
pelo MFR34 para o período de 2004.
Capítulo 4 Resultados
79
4.2.2 MFR34 versus AERONET
Nesta seção é realizada a comparação entre a AOD obtida com o MFR34 e a calculada
pela AERONET a partir das medições do fotômetro CE318A. Os histogramas da freqüência
absoluta de valores de AOD para o MFR34 e a AERONET e a estatística correspondente
obtidos durante o período de 2004 são apresentados na Figura 4.9.
Figura 4.9: Freqüência absoluta de valores de AOD obtidos com o MFR34 e calculados pela AERONET a partir
das medições do fotômetro CE318A onde med representa o valor médio, std o desvio-padrão e o max e min o
máximo e o mínimo valor observado, respectivamente.
Os valores de AOD observados são representativos das diferentes condições
atmosféricas verificadas na cidade de São Paulo durante o período analisado, desde condições
associadas ao transporte de aerossóis de queimadas, valores de AOD (440 nm) próximos de 1,
às verificadas logo após a passagem das frentes frias, AOD (440 nm) abaixo de 0,08. O valor
médio de AOD (440 nm) observado no período em análise foi 0,37. O máximo e o mínimo
verificado neste comprimento de onda foram respectivamente 1,15 e 0,06. Os valores médios
da AOD obtidos para os dois radiômetros, assim como os máximos não apresentam
Capítulo 4 Resultados
80
discrepâncias significativas. Entretanto, observa-se que o valor da AOD nos canais 670, 870 e
1037 nm do MFR34 é sistematicamente maior que nos canais correspondentes da AERONET
como nos mostra a Figura 4.10.
Figura 4.10: Representação gráfica da relação entre a AOD obtida com o MFR34 e calculada pela AERONET a
partir das medições do fotômetro CE318A. A reta azul representa a relação 1:1 e a vermelha foi obtida a partir da
relação linear obtida entre os dados dos dois radiômetros.
Os coeficientes da reta foram estimados pelo método dos mínimos quadrados e, como
pode-se perceber pela incerteza no coeficiente linear no caso dos canais de maior
comprimento de onda, a diferença observada entre os dois instrumentos, efetivamente,
apresenta caráter sistemático.
A Figura 4.11 apresenta a freqüência absoluta das diferenças entre a AOD dos dois
instrumentos e alguns indicadores estatísticos que caracterizam o comportamento médio
dessas diferenças. Observando os resultados obtidos para os canais de comprimento de onda
maior percebe-se que o DQM está próximo do limite sugerido pela OMM. O Desvio Padrão
das Diferenças (DPD) reforça a tendência sistemática das diferenças observadas entre as
AOD’s dos dois radiômetros
Capítulo 4 Resultados
81
Figura 4.11 Freqüência absoluta das diferenças observadas entre a AOD obtida com o MFR34 e a calculada pela
AERONET a partir das medições do fotômetro CE318A. Acompanha os gráficos o Desvio Médio Quadrático
(DQM), a Média dos desvios (MD) e o Desvio Padrão dos Desvios (DPD).
Entre o canal 415 nm do MFR34 e o 440 nm da AERONET a priori esperava-se
diferenças maiores. Essa expectativa justifica-se pelo fato da diferença entre o comprimento
de onda nominal dos dois canais não ser desprezível quando se considera a dependência
espectral típica obtida para o aerossol de São Paulo apresentada na Figura 4.12. Com base na
dependência espectral média da AOD obtida a partir dos dados da AERONET normalizando-
se as AOD’s em relação ao canal 440 nm, a diferença média estimada entre a AOD nos
comprimentos de onda 415 nm e 440 nm é de aproximadamente 0,08±0,03.
Capítulo 4 Resultados
82
Figura 4.12 Dependência espectral média da AOD normalizada para o comprimento de onda de 440 nm obtida a
partir dos dados do nível 2.0 da AERONET no período entre os anos 2000 e 2004.
A diferença entre o MFR34 e a AERONET para os dois períodos analisados, o de
2004 e o de 2005, como função da massa óptica atmosférica e do horário universal (UTC) é
mostrada nas Figuras 4.13 e 4.14 respectivamente. Relembrando que os dois instrumentos
passaram por independentes processos de calibração durante o inverno de 2005. Os dados da
AERONET para este período são referentes ao nível 1.5 uma vez que não se encontra
disponível os do nível 2.0. A diferença entre a AOD dos dois radiômetros para o inverno de
2005 apresenta menor dependência com a massa óptica, um possível resultado da recente e
mais acurada calibração. No entanto, para os canais 670, 870 e 1037 nm do MFR34 a AOD
permanece sistematicamente acima da obtida pela AERONET. A AOD no canal 415 nm
apresenta-se sutilmente maior que no canal 440 nm.
Capítulo 4 Resultados
83
Figura 4.13 Diferença entre a AOD obtida a partir do MFR34 e a calculada pela AERONET como função da
massa óptica atmosférica para os invernos de 2004 e 2005
Figura 4.14 Evolução diurna da diferença entre a AOD obtida a partir do MFR34 e a calculada pela AERONET
para os invernos de 2004 e 2005.
Capítulo 4 Resultados
84
A Figura 4.15 apresenta um exemplo do comportamento diurno da AOD obtida a
partir dos dois radiômetros para um dia logo após o retorno dos dois da calibração
(28/08/2005). Os valores de AOD para este dia estiveram próximos da média observada na
cidade de São Paulo durante esta época do ano.O comportamento observado nos gráficos
reflete qualitativamente aquele encontrado nas avaliações estatísticas. O canal 415 nm do
MFR34 reproduz exatamente a AOD fornecida em 440 nm pela AERONET, enquanto isso
nos demais canais o MFR34 superestima a AOD em relação aos dados da AERONET. A
evolução diurna da diferença entre os canais 670 e 870 nm dos dois instrumentos reflete uma
dependência com o horário que pode estar associada à constante de calibração de um dos
radiômetros.
Figura 4.15: Evolução diurna da AOD obtida para MFR34 e pela AERONET e a respectiva diferença entre estas
para o dia 28/08/2005
A Figura 4.16 mostra a dependência espectral da AOD para dois casos em 2004. Um
caracterizado por baixo valor de AOD (30/08/04) e outro por alto valor de AOD (26/09/04).
Apesar dos valores de AOD do MFR34 nos canais de maior comprimento de onda estarem
sistematicamente acima dos calculados pela AERONET, a dependência espectral do aerossol
obtida por cada instrumento é similar.
Capítulo 4 Resultados
85
0,00
0,10
0,20
0,30
0,40
0,50
0,60
0,70
0,80
0,90
1,00
300 350 400 450 500 550 600 650 700 750 800 850 900 950 1000 1050 1100
Comprimento de Onda (nm)
AO
D
AERONET (26/09/2004) AERONET (30/08/2004)
MFR34 (26/09/2004) MFR34 (30/08/2004)
Figura 4.16: Dependência Espectral da AOD. (a) Caso de baixo AOD (30/08/04). (d) Caso de alto AOD
(26/09/04).
Os resultados até aqui apresentados evidenciaram algumas divergências entre os dados
dos dois radiômetros. Considerando que a “real” dependência espectral do aerossol é a
fornecida pela AERONET, a primeira divergência diz respeito ao comportamento dos dados
obtidos para o canal 415 nm do MFR34. Como discutido anteriormente, a AOD para este
canal, contrariamente aos demais do MFR34, é subestimada. Os motivos pelos quais
esperava-se uma AOD maior neste canal em relação ao canal 440 nm da AERONET foram
apresentados anteriormente, entretanto, as causas dessa subestimativa não foram identificadas
com precisão. A seguir discute-se a relevância de alguns fatores que podem contribuir para a
subestimativa da AOD no canal 415 nm. Para os dados do inverno de 2004 o referido
resultado pode ser, em parte, explicado por uma possível subestimativa da constante de
calibração obtida (Figura 4.13). No canal 415 nm, a incerteza estatística verificada foi
superior às demais o que pode ser um indicativo da menor qualidade da constante. No entanto,
para o período de 2005 foi obtida uma constante de calibração com maior precisão para o
referido canal, mesmo assim a AOD em 415 nm não supera a do canal 440 nm da AERONET,
como esperado. Em função disso ponderou-se a contribuição de outros fatores como a
resposta espectral, correção angular e a correção devido ao anel de sombreamento. Como as
análises anteriores mostraram, o uso de uma correção angular não atualizada pode acarretar na
obtenção de valores menores de AOD. Em relação à correção devido ao anel de
Capítulo 4 Resultados
86
sombreamento, alguns trabalhos [Zhuravleva et al. 2004; Payton et al. 2003] têm mostrado
uma tendência das medidas de irradiância espectral difusa de instrumentos MFRSR serem
menores que as modeladas, entretanto, sabe-se que certos modelos de transferência radiativa
tendem a superestimar o componente difuso da irradiância solar [Kato et al. 1997; Halthore et
al. 1998]. Em relação à resposta espectral, apesar de avaliações laboratoriais apontarem para
uma boa estabilidade destas, não é de se descartar a possibilidade da ocorrência de
degradação, principalmente neste canal que está próximo da região espectral do ultravioleta.
A segunda divergência verificada entre os dados dos dois radiômetros trata-se da
superestimativa sistemática da AOD verificada nos três canais de maior comprimento de onda
do MFR34. Em termos qualitativos este resultado é consistente com os de Halthore et al.
[1996], Mitchell e Forgan [2003], McArthur et al. [2003] e Gianelli [2004]. A possibilidade
da superestimativa estar relacionada com o processo de pós-calibração dos dados da
AERONET, como sugerido por Alexandrov et al. [2002], o qual corrige a AOD do nível 1.5
para obter a AOD do nível 2.0 foi, a priori, descartada com a verificação do mesmo
comportamento nos dados do inverno de 2005. Erros sistemáticos devido à correção da
profundidade óptica molecular foram desconsiderados, na medida que para comprimentos de
onda maiores, como por exemplo o canal 1037nm, a atenuação molecular é desprezível diante
da diferença verificada entre a AOD dos dois radiômetros. Superestimativas nas constantes de
calibração podem aumentar o valor da AOD. Efetivamente, nos dados de 2004 percebe-se
pela Figura 4.13, anteriormente apresentada, o indício de um comportamento tipicamente
associado ao uso de uma constante de calibração superestimada, pois à medida que a massa
óptica diminui a diferença entre a AOD do MFR34 e da AERONET nos três canais de maior
comprimento de onda apresenta valores maiores. Entretanto, não se acredita ser este o
principal motivo da AOD do MFR34 ser maior que a da AERONET. O erro inserido por uma
constante de calibração não acurada tem a sua máxima magnitude para massa óptica igual a 1,
sendo que a magnitude desse erro evolui numa razão inversa com a massa óptica. Para o caso
de 2004, a diferença máxima observada entre o MFR34 e a AERONET nos canais de maior
comprimento de onda se encontra próximo de 0,05, isso implicaria, caso a única fonte de erro
fosse a constante de calibração, numa diferença de 0,01 para a massa óptica igual a 5, o que
não se observa. Outro motivo para descartar a hipótese da contribuição apenas de problemas
associados à constante de calibração é o comportamento observado na diferença entre os dois
radiômetros para o inverno de 2005. Não é verificado nenhum efeito tipicamente associado à
aplicação de uma constante de calibração errônea.
Capítulo 4 Resultados
87
A análise acima mostra que a contribuição de fatores ligados ao processo de inversão
existem, porém, essa não é suficiente pra explicar os resultados observados. Resta-nos
levantar outras hipóteses relacionadas com o desempenho do próprio instrumento, isto é, com
a acurácia do componente direto fornecido pelo instrumento. Dois elementos são
fundamentais na determinação do componente direto: a correção angular e a correção do
componente difuso. Os difusores dos dois MFRSR nunca foram substituídos, portanto a
correção angular pode estar desatualizada, o que afetaria a acurácia do componente direto e
conseqüentemente a AOD.
Ao efetuar o sombreamento total do difusor para estimar a irradiância difusa, o
MFRSR impede que a irradiância difusa na região da aureola solar alcance o difusor. Para
corrigir esse efeito é considerada a diferença entre a irradiância global medida e a média de
duas medições realizadas com a haste de sombreamento nas laterais do difusor. A qualidade
dessa correção e a sua aplicação em diferentes regimes de aerossol e de cobertura de nuvens
são pouco discutidas na literatura. Num regime onde o espalhamento frontal é apreciável
torna-se possível que haja uma subestimativa da irradiância difusa caso a compensação dada
pela correção não seja equivalente ao efeito do sombreamento. Isto ajudaria a explicar os
resultados observados para o canal 415 nm, entretanto, o que se observa nos outros canais, a
priori, inviabiliza essa hipótese. No caso de fotômetros com as características da AERONET
a contribuição da radiação difusa no feixe direto implicaria num valor maior para a radiância
direta medida pelo instrumento, o que causaria uma subestimativa na AOD. Porém, para este
tipo de instrumento, estudos têm apontado que esta contribuição é desprezível a ponto de não
afetar a AOD [Schmid e Werhli, 1995; Eck et al., 1999; Carlund et al., 2003].
Até o momento foram enfatizadas as diferenças observadas entre os dados dos dois
radiômetros.Foram discutidos os aspectos do processo de inversão e do princípio de
funcionamento dos instrumentos que poderiam estar associados a essas diferenças. Isso é
importante na medida que fornece subsídios para interpretação dos dados e auxilia na
detecção das necessidades de calibração e manutenção dos instrumentos. Entretanto, os
resultados obtidos podem ser interpretados sob outra óptica, diametralmente oposta, onde se
priorize a consistência entre os radiômetros diante da realidade de cada um. O MFR34 foi
adquirido em 1999, desde então não retornou para calibração e manutenção no laboratório do
fabricante. Contrariamente, o fotômetro da AERONET, instalada no início de 2001 é
anualmente enviada para calibração e manutenção. Com base nesses fatos, acredita-se que a
consistência entre os dados dos dois radiômetros apresenta um potencial de crescimento caso
seja adotado um rigoroso protocolo de manutenção, calibração e atualização dos componentes
Capítulo 4 Resultados
88
dos MFRSR’s. Os resultados obtidos neste estudo mostram que os MFRSR são instrumentos
robustos, sem passar por nenhum processo de manutenção e calibração especializados durante
6 anos, o MFR34 conseguiu reproduzir a variabilidade e a magnitude da AOD com qualidade
similar aos dados da AERONET.
Capítulo 4 Resultados
89
4.3. Variabilidade das Propriedades Ópticas do
Aerossol em São Paulo
Nesta seção, é apresentado o resultado de um estudo sobre a variabilidade de alguns
dos parâmetros monitorados pela AERONET para a caracterização do aerossol em São Paulo.
A Figura 4.17 mostra a variabilidade sazonal da relação entre a profundidade óptica do
aerossol para 440 nm e o coeficiente de Ångström obtido para os canais 440 nm e 870 nm. A
AOD média mensal varia entre 0,18 para o mês de janeiro e 0,49 no mês de setembro. O
máximo valor médio mensal obtido para o coeficiente de Ångström foi 1,59 para o mês de
outubro e o mínimo 1,29 para janeiro.
Figura 4.17: Evolução mensal do coeficiente de Ångström (α) obtido para os canais 440 e 870 nm como função
da AOD no canal 440 nm. As expressões <AOD> e <α> representam o valor médio mensal dos dois parâmetros.
Os dados são referentes ao nível 2.0 da AERONET e foram obtidos entre os anos de 2000 e 2005.
Os valores relativamente altos do coeficiente de Ångström observados ao longo do ano
refletem o predomínio do material particulado da moda fina na composição do aerossol da
Capítulo 4 Resultados
90
cidade [Castanho, 2005]. O aumento da ocorrência de valores maiores de AOD entre o verão
e o inverno está associado à menor eficiência das condições atmosféricas em dispersar o
material particulado e ao transporte de partículas de aerossóis oriundas de regiões de
queimada [Freitas et al., 2005] observadas durante o inverno. Esse transporte tem o seu pico
entre os meses de setembro e outubro, os quais são períodos de transição entre a estação seca
e a chuvosa. O seu reflexo pode ser visto nos altos valores de α associados a altas
profundidades ópticas do aerossol verificadas durante esse período. A moda fina domina o
material particulado oriundo das regiões de queimada, o que determina os altos valores de α
associados às plumas.
Além da variabilidade sazonal, o conhecimento do comportamento médio diurno da
AOD e do α é de fundamental importância no entendimento das relações que se estabelecem
entre esses parâmetros e o ciclo diurno das condições atmosféricas e das atividades cotidianas
envolvidas na emissão de aerossóis. A Figura 4.18 mostra a variabilidade diurna típica da
AOD (400 nm) e do α (440/870 nm) para São Paulo como desvio em percentagem dos
valores médios diários dos dois parâmetros. O procedimento utilizado foi o mesmo adotado
por Smirnov et al.[2002] e foram assimilados todos os dados de nível 2.0 da AERONET
obtidos desde o ano de 2000. A tendência de aumento da AOD ao longo do dia é consistente
com os resultados obtidos para outros centros urbanos, com exceção da cidade de Santiago no
Chile [Smirnov et al., 2002]. A variabilidade média diurna obtida para São Paulo é de ∼30%,
menor do que aquela verificada para a cidade do México, onde Smirnov et al. [2002]
identificaram uma variabilidade média de ∼50%. A AOD atinge em média o seu valor
máximo próximo das 20UTC. Este comportamento é observado para todas as estações do ano,
entretanto, para o verão é perceptível uma defasagem em relação às demais estações, isto é, a
máxima AOD em média é verificada 1 hora antes das demais estações. As emissões locais são
dominadas pelas fontes veiculares e atividades industriais, a introdução do horário de verão
antecipa em 1 hora o início das atividades na cidade, o que pode explicar a defasagem
observada para o trimestre DJF. Um máximo secundário relativo é observado próximo às
12UTC e a mínima AOD é em média observada próximo das 16 UTC.
Capítulo 4 Resultados
91
Figura 4.18: Variabilidade média diurna da AOD (440 nm) e do α (440/870 nm) para a cidade de São Paulo
como desvio em percentagem do valor médio diário. A variabilidade é apresentada considerando todos os
períodos do ano e por trimestres definidos em função das estações do ano (DJF, MAM, JJA, SON). Os dados são
referentes ao nível 2 da AERONET e foram obtidos entre os anos de 2000 e 2005.
O coeficiente de Ångström, embora menos acentuado que a AOD, apresenta uma
tendência de aumento ao longo do dia indicando, deste modo, um relativo aumento da
concentração do material particulado fino. A variabilidade média diurna está em torno de
10%. O comportamento observado entre as 16 e 18 UTC do trimestre DJF não representa
necessariamente um comportamento real, pois para o referido intervalo de tempo a freqüência
dos dados observados pela AERONET é significativamente menor que nos outros horários.
Portanto, o que se observa no gráfico pode não ser representativo da realidade no que diz
respeito ao aerossol.
Outro parâmetro que desempenha papel crítico na caracterização do aerossol e merece
ter a sua variabilidade analisada é o albedo simples, pois a partir deste pode-se modelar a
eficiência do aerossol em espalhar/absorver a radiação solar. A comparação do albedo simples
médio espectral obtido para São Paulo com o observado por Dubovik et al. [2002] para outros
centros urbanos é apresentado na Figura 4.19, assim como a freqüência absoluta de valores de
albedo simples para 440 nm observados na cidade. Os dados são referentes aos invernos e
primaveras compreendidos entre os anos de 2001 e 2004. Devido às significativas incertezas
Capítulo 4 Resultados
92
envolvidas no cálculo do albedo simples em condições de baixo AOD [Dubovik et al., 2002]
nos dados nível 2 da AERONET são considerados apenas os valores obtidos para AOD (440
nm) maior que 0,4.
Os modelos ópticos propostos por Castanho [2005] são apresentados no gráfico (b) da
Figura 4.19 apenas para ilustrar qual o modelo óptico é compatível com o determinado
conjunto observado. O desenvolvimento dos referidos modelos ópticos se baseou na análise
de resultados da própria AERONET, embora abrangendo outro intervalo temporal.
Figura 4.19: Albedo simples para Região Metropolitana de São Paulo (RMSP). (a) Valores médios espectrais
obtidos no presente trabalho comparado com os obtidos para outros centros urbanos por Dubovik et al. [2002].
(b) Freqüência absoluta de valores observados para 440 nm entre os invernos de 2001 e 2004 para condições
onde a AOD foi maior que 0,4. Os cinco modelos ópticos propostos por Castanho [2005] para o aerossol de São
Paulo são localizados dentro do espectro de albedo simples observado para a cidade.
Percebe-se que do ponto de vista do albedo simples médio, o modelo óptico M3 é o
que melhor caracteriza o aerossol de São Paulo. Este resultado mostra que, em média, para o
período do inverno o aerossol de São Paulo apresenta maior eficiência em absorver a radiação
solar quando comparado com o de outros centros urbanos. Como discutido anteriormente, o
maior percentual de black carbon observado na composição do material particulado fino da
(b) (a)
Capítulo 4 Resultados
93
cidade [Castanho e Artaxo, 2001] tem sido apontado como responsável por esta característica
[Castanho, 2005].
O conjunto dos resultados anteriormente apresentados e analisados demonstra a
apreciável variabilidade que apresentam os parâmetros ópticos que caracterizam o aerossol de
São Paulo. Portanto, um único modelo óptico de aerossol é insuficiente para representar os
diversos tipos de aerossol encontrados na atmosfera da cidade e certamente não atenderá às
exigências que cálculos acurados demandam. A proposta de modelos ópticos dinâmicos vem,
exatamente, particularizar a representação numérica do aerossol de São Paulo como função do
tipo de aerossol presente na atmosfera da cidade. A consideração da variabilidade observada
nas medições dentro da modelagem numérica das propriedades ópticas do aerossol para a
cidade é de extrema importância para diversas aplicações como, por exemplo, nas estimativas
de: AOD via medições de satélites; fluxos de energia solar em superfície a partir de modelos
numéricos; forçante radiativa do aerossol; etc. Castanho [2005] avaliou a aplicação dos
modelos ópticos dinâmicos na estimativa de AOD via satélite. Os próximos resultados do
presente trabalho objetivaram avaliar a qualidade da recuperação de irradiâncias solar à
superfície inserindo os modelos ópticos num código de transferência radiativa, o SBDART.
Para tanto, avaliações numéricas de irradiância à superfície são comparadas com medições
realizadas por diferentes sensores.
Capítulo 4 Resultados
94
4.4 Irradiância Solar à Superfície
4.4.1 Testes de Sensibilidade - SBDART
Alguns testes de sensibilidade relativos à irradiância solar global à superfície foram
realizados visando avaliar os efeitos dos modelos ópticos de aerossol sob diferentes condições
de turbidez atmosférica, da variabilidade do conteúdo de vapor d’água e da refletância da
superfície.
A Figura 4.20 apresenta resultados numéricos da irradiância solar para a região PAR
obtida à superfície considerando os 5 modelos ópticos propostos por Castanho [2005] e o
modelo de aerossol urbano do SBDART para diferentes profundidades ópticas do aerossol. Os
resultados são normalizados para irradiância PAR observada em superfície para o caso da
AOD igual a zero. Essa comparação é feita considerando dois ângulos de iluminação: o
primeiro com o disco solar no zênite e o segundo para a distância zenital solar igual a 60o. A
importância da especificação do modelo óptico, pela presente análise, mostra ter significativa
dependência com a AOD, isto é, a necessidade de se definir o modelo correto torna-se crítico
à medida que aumenta a AOD. Com o disco solar no zênite, para AOD menor que 0,1 o
impacto do uso de qualquer um dos modelos na irradiância à superfície é menor que 2,5%
(12 W.m-2). Entretanto, para altos valores de AOD (∼1,0) o uso de um modelo inadequado
pode proporcionar erros de até 15% (74 W.m-2). Para ângulo zenital solar igual a 60o e AOD
igual a 0,1 a irradiância à superfície pode sofrer redução de até 5% por conta do modelo
utilizado e; em termos absolutos, o erro cometido pelo uso equivocado de um modelo é menor
que 6 W.m-2. Para AOD igual a 1,0 este erro torna-se significativo podendo alcançar 20%
(45 W.m-2).
Os resultados proporcionados pelo modelo urbano do SBDART são semelhantes ao
modelo óptico M2, o qual do ponto de vista do valor médio do albedo simples obtido para São
Paulo não pode ser considerado representativo do aerossol da cidade
Capítulo 4 Resultados
95
Figura 4.20: Irradiância na região PAR descendente à superfície modelada para diferentes valores de AOD e
para cada um dos modelos ópticos de Castanho e o modelo urbano do SBDART. Os resultados são normalizados
para a irradiância obtida para o caso de uma atmosfera desprovida de aerossol. (a) Para o disco solar localizado
no zênite. (b) Para a distância zenital solar igual a 60 graus.
O modelo 1, representativo do aerossol mais absorvedor, é naturalmente o que
apresenta maior dependência com a AOD. O aumento no valor da AOD de 0,1 para 0,5 para
este modelo implicou numa redução de 10% (∼ 50 W.m-2) na irradiância PAR à superfície
para o sol no zênite. Para a distância zenital de 60 graus a redução é em torno de 20%, o que
em termos absolutos representa um impacto de 45 W.m-2. Este resultado indica que,
dependendo do tipo de aerossol presente, sob situações de alta variabilidade da AOD, a
utilização de valores médios diários de AOD pode comprometer a acurácia dos resultados
numéricos na recuperação da irradiância em superfície.
A Figura 4.21 apresenta a dependência da irradiância solar global total (integrada
sobre todo o espectro solar) à superfície com o albedo da superfície, sob diferentes condições
de turbidez atmosférica, como modelada pelo código SBDART. A irradiância solar global
total à superfície é normalizada para o caso de uma superfície com albedo nulo. Foi adotado o
modelo óptico médio para São Paulo, o M3, para as três seguintes condições de AOD em
550 nm: 0,1, 0,3 e 0,8.
( (
Capítulo 4 Resultados
96
Figura 4.21: Irradiância solar global total descendente à superfície modelada para diferentes valores de albedo
de superfície e AOD utilizando o modelo óptico no 3 de Castanho. Os resultados são normalizados para a
irradiância obtida para o caso de uma superfície de refletância nula. (a) Para o disco solar localizado no
zênite.(b) Para a distância zenital solar igual a 60 graus.
Percebe-se, como é de se esperar, que quanto maior o albedo, maior é a contribuição
da superfície para a irradiância solar e esta contribuição é tão mais significativa quanto maior
for a turbidez atmosférica. Para a AOD (550 nm) igual a 0,8 e o disco solar no zênite (Figura
4.21a) para uma superfície com albedo próximo de 0,3, valor característico de determinados
tipos de concreto, a irradiância solar à superfície supera a modelada para o caso de albedo
nulo em até 4%, o que em termos absolutos traduz-se num valor próximo de 37 W.m-2. Para
superfícies com albedo próximo a 0,15 o impacto reduz-se pela metade. Para distância zenital
solar próximo a 60o (Figura 4.24b), admitindo as mesmas condições de turbidez, a
contribuição da superfície, no caso do albedo igual a 0,3, fica em torno de 4% (∼13 W.m-2).
Esses resultados apontam no sentido de que a contribuição da superfície, embora não
significativa em termos relativos, pode introduzir diferenças absolutas não desprezíveis.
Outra variável com importante participação na definição da magnitude da irradiância
solar que atinge a superfície é o conteúdo de vapor d’água (wv). A Figura 4.22 apresenta a
irradiância solar à superfície como função do conteúdo de vapor d’água integrado na coluna
(wv) para a resposta espectral dos três radiômetros anteriormente apresentados: o piranômetro
Capítulo 4 Resultados
97
(PIR), o sensor PAR e o MFRSR. A irradiância à superfície é normalizada para o caso de uma
atmosfera desprovida de conteúdo de vapor d’água. Foi considerada ausência total de
aerossóis, uma vez que se objetivou identificar o efeito isolado do conteúdo de vapor d’água.
O piranômetro é o radiômetro que sofre maior influência do wv, o que pode ser
atribuído ao fato da sua resposta espectral se estender por praticamente toda a região do
infravermelho correspondente ao espectro solar. Esta região apresenta significativas bandas de
absorção pelo vapor d`água e responde por cerca de 46% do valor da constante solar [Iqbal,
1983]. A região PAR, como esperado, apresenta pequena influência do wv. Analisando o
piranômetro, para o sol no zênite (Figura 4.22a) a atenuação da irradiância solar para wv igual
a 3 g.cm-2 representa cerca de 15% (185 W.m-2) da irradiância modelada para o caso de uma
atmosfera seca. Para uma atmosfera menos úmida, wv = 1 g.cm-2, a atenuação é um pouco
mais que 10 % (127 W.m-2). Para o conteúdo de vapor d’água típico da atmosfera tropical do
SBDART (4 g.cm-2) os impactos sobre a irradiância solar à superfície quando o sol está no
zênite relativo a uma atmosfera desprovida de vapor d’água são em torno de 1%, 5% e 16%
para as respostas espectrais dos sensores PAR, MFRSR e PIR, respectivamente. Esses
resultados expõem de forma quantitativa a maior sensibilidade do piranômetro à variabilidade
do conteúdo do vapor d’água.
Figura 4.22: Irradiância solar global descendente à superfície modelada para diferentes valores do conteúdo de
vapor d’água. Os resultados são normalizados para a irradiância obtida para o caso de uma atmosfera seca
(wv =0). (a) Para o disco solar localizado no zênite. (b) Para a distância zenital solar igual a 60 graus.
Capítulo 4 Resultados
98
4.4.2 Irradiância Solar Global Modelada versus Medida
As simulações numéricas apresentadas anteriormente mostram a relevância da
diferença que se pode obter em função das considerações que são feitas para a modelagem da
irradiância solar global à superfície. Um exemplo é a escolha de um modelo óptico
equivocado para o aerossol, principalmente em se tratando de casos onde a AOD é elevada.
Para a avaliação com dados experimentais foram escolhidos dois dias, 30 de agosto e 26 de
setembro de 2004, caracterizados por baixos e altos valores de AOD, respectivamente. Como
se pode notar na Figura 4.23, os altos valores de AOD (0,7 média diária em 440 nm) para o
dia 26 estiveram associados a um evento de transporte de aerossóis de queimada sobre a
RMSP que teve o seu pico no dia 23/09 (dia com maiores valores de AOD) se estendendo até
o dia 28/09. A passagem de uma frente fria [CLIMANÁLISE, agosto/2004] nos dias
anteriores próximos ao dia 30 acarretou na remoção de parte da poluição presente na
atmosfera e, conseqüentemente, a AOD diminuiu significativamente (0,1 média diária em 440
nm).
30/08/2004 26/09/200430/08/2004 26/09/2004
Figura 4.23: Imagens obtidas pelo sensor MODIS a bordo do satélite Terra para os dias 30/08/2004 e
26/09/2004. O círculo na cor azul indica a localização da RMSP nas imagens. O dia 30 foi caracterizado por
baixos valores de profundidade óptica do aerossol (0,1 em 440 nm) devido à passagem de uma frente fria nos
dias anteriores. No dia 26 de setembro houve transporte de uma pluma de aerossóis de queimada por sobre a
cidade elevando, deste modo, os valores de AOD (0,7 em 440 nm). (Fonte: http://aeronet.gsfc.nasa.gov/)
Para o dia 26/09 foram comparadas e avaliadas diferentes simulações numéricas de
irradiância solar global à superfície com medições efetuadas pelos radiômetros CM21,
Capítulo 4 Resultados
99
SKE510 e o MFRSR enquanto que para o dia 30 a avaliação foi feita apenas para o caso do
CM21.
O modelo óptico do aerossol considerado para o dia 26/09 foi o M4, escolhido com
base no valor médio diário do albedo simples ( 91,0440, =oω ±0,01) dado pela AERONET.
Para o dia 30/08 adotou-se o modelo óptico M3 que, em termos médios, é o representativo do
aerossol de São Paulo. Isso se deve ao fato da AERONET não computar nos dados de nível
2.0 albedos simples obtidos em condições de baixa AOD. Portanto, como dados de entrada do
SBDART foram considerados: o conteúdo integrado de vapor d’água da AERONET; o
conteúdo integrado do ozônio fornecido pelo TOMS; pressão atmosférica à superfície média
no dia, obtida na Estação Meteorológica do IAG; profundidades ópticas do aerossol da
AERONET e as obtidas a partir do MFRSR. Foi considerado o perfil atmosférico padrão para
região tropical da biblioteca do SBDART e para o albedo da superfície foi considerado o
valor de 0,15. A AOD em 550 nm introduzida no SBDART foi estimada a partir da
dependência espectral da eficiência de extinção fornecida pelos modelos ópticos dinâmicos,
nomeadamente o M4 e o M3, uma vez que nem o MFRSR e nem a AERONET fornecem
AOD neste comprimento de onda. Devido à aleatoriedade temporal dos dados do nível 2.0 da
AERONET a AOD para os horários faltantes foram estimadas a partir dos dados do MFRSR
com base na relação empírica obtida anteriormente entre os dados dos dois radiômetros (vide
Figura 4.10).
Visando uma comparação quantitativa entre a irradiância simulada e a medida, a
freqüência temporal das medições dos radiômetros CM21, SKE510 e MFRSR foram
reduzidas para a mesma adotada para as irradiâncias modeladas, isto é, 30 minutos. Para isso
foram consideradas médias de cinco observações seqüenciais dos referidos instrumentos
centralizadas nos horários considerados no modelo. Excluindo os raros casos sob suspeita de
ocorrência de nuvens, o desvio padrão variou entre 8% para ângulos zenitais próximos ao
nascer e pôr do sol e 0,1% para horários próximos ao meio dia solar.
A Figura 4.24 compara, para o dia 26/09/2004, a irradiância solar global na região
PAR medida pelo radiômetro SKE510 com estimativas numéricas considerando diferentes
modelos ópticos do aerossol. A irradiância simulada utilizando o modelo de aerossol urbano
do SBDART, como se esperava, fornece resultados de qualidade inferior. O objetivo dessa
simulação especifica foi tão somente mostrar o quanto se pode errar ao se fazer considerações
gerais sobre o aerossol que afeta uma determinada região. A simulação em que se considerou
o modelo óptico M5, o de propriedades próximas ao M4, visou mostrar a sensibilidade entre
Capítulo 4 Resultados
100
os diferentes modelos ópticos dinâmicos. Não obstante a reduzida diferença relativa (∼ 4%)
entre a irradiância observada e a simulada com o M5, nota-se que o uso do modelo óptico
representativo do dia, isto é, o M4 proporciona resultados mais acurados. As diferenças entre
a medição e os dados da simulação utilizando o M4 estão próximos da margem de erro do
instrumento (3 %), o que mostra a boa representatividade do modelo.
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OBSERVADO (OBS) AEROSSOL - M4 AEROSSOL - M5
AEROSSOL - SBD OBS - M4 OBS - SBD
OBS - M5
Figura 4.24: Comparação entre irradiância solar global na região PAR medida pelo SKE510 (OBS) e
estimativas numéricas para diferentes modelos de aerossol para o dia 26/09/2004. O AEROSSOL – M4
corresponde à irradiância modelada considerando o modelo óptico M4, representativo do dia. O AEROSSOL –
M5 e o AEROSSOL – SBD correspondem aos casos em que se utilizou o modelo óptico M5 e o modelo de
aerossol urbano do próprio SBDART, respectivamente. Para todos os casos foi considerado o valor médio diário
para wv e para a AOD utilizou-se o valor próprio para cada horário segundo estimativas da AERONET. A linhas
tracejadas representam a diferença absoluta entre a irradiância observada e a obtida para os casos simulados.
A Figura 4.25 avalia a diferença entre a irradiância simulada com os dados de AOD da
AERONET e os do MFRSR com relação à irradiância medida pelo canal de banda larga do
MFRSR (350 – 1100 nm). Nos resultados anteriores (seção 4.2) em que se comparou a AOD
obtida pelo radiômetro da AERONET e a calculada a partir dos dados do MFRSR verificou-
se a existência de uma diferença sistemática em torno de 0,03 entre os dois conjuntos de
dados, com o MFRSR superestimando a AOD. Os gráficos da referida figura indicam que
com os dados de AOD da AERONET a irradiância simulada aproxima-se mais da observada,
Capítulo 4 Resultados
101
entretanto, as diferenças entre utilizar uma ou outra informação de AOD é menor que
10 W.m-2 (o que, para o meio dia solar representa menos de 2%). Este resultado é um
indicativo que as diferenças observadas entre a AOD da AERONET e a do MFRSR podem
ser devidas aos dados deste último.
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OBSERVADO (OBS) M4 (AOD AERONET) M4 (AOD MFRSR)
OBS - M4 (AOD MFRSR) OBS - M4 (AOD AERONET)
Figura 4.25: Comparação entre irradiância solar global medida pelo MFRSR no canal de banda larga (OBS) e
estimativas numéricas para o dia 26/09/2004. O M4 (AOD AERONET) e o M4 (AOD MFRSR) representam as
irradiâncias estimadas com o modelo óptico M4 utilizando dados “instantâneos” de AOD da AERONET e do
MFRSR, respectivamente. A linhas tracejadas descrevem as respectivas diferenças absolutas entre a observação
e os dois casos numericamente simulados.
O uso de valores médios de AOD e wv para representar o ciclo diário é muito usual em
simulações dessa natureza, porém, quando resultados acurados são requisitados essas
considerações podem introduzir erros não desprezíveis. Através dos resultados apresentados
na Figura 4.26 procurou-se avaliar as limitações associadas ao uso de valores médios das duas
referidas variáveis para o caso do dia 26 de setembro. A variabilidade da AOD e do wv para
este dia em especial não foi significativa, o que talvez tenha feito com que, no geral, os
resultados gerados pelo uso do valor médio não fossem significativamente discrepantes da
observação. Entretanto, pode ser observado que no horário entre 10UTC e 11UTC o uso do
valor médio de AOD introduziu um erro relativamente importante. O desvio entre a AOD
observada nesse horário e o valor médio diário foi cerca de 27%.
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OBSERVADO (OBS) M4 (AOD AERONET)
M4 (AOD MÉDIO) OBS - M4 (AOD AERONET)
OBS - M4 (AOD MÉDIO) OBS - M4 (AOD / WV AERONET)
Figura 4.26: Comparação entre irradiância solar global total medida pelo piranômetro CM21 (OBS) e
estimativas numéricas avaliando o uso de valores médios de AOD e wv para o dia 26/09/2004. O M4 (AOD
AERONET) e M4 (AOD MÉDIO) correspondem, respectivamente, à estimativa considerando valores
instantâneos e médio diário de AOD segundo informações da AERONET. A linhas tracejadas nas cores preta e
azul são as respectivas diferenças absolutas entre a observação e os dois casos citados. O gráfico tracejado na cor
verde representa a diferença entre a observação e a simulação numérica em que considerou-se a variabilidade
diurna da AOD e do wv ao invés de valores médios para essas duas variáveis.
A Figura 4.27 apresenta resultados de simulações numéricas realizadas para avaliar o
impacto de desvios de uma AOD referência (ex.: média diária) sobre a irradiância solar global
à superfície para o espectro de medição dos radiômetros CM21 (PIR) e SKE510 (PAR). A
simulação foi feita considerando o modelo óptico de aerossol M3 e AOD de referência igual a
0,4 no comprimento de onda de 550 nm. Como pode ser observado nos gráficos, desvios de
30% na AOD referência podem acarretar impactos na irradiância solar à superfície da ordem
de 25 W.m-2 para o PIR e 15 W.m-2 para o PAR. O valor de 30% corresponde à variabilidade
média diurna encontrada para a AOD em São Paulo, como pode ser visto na Figura 4.18
apresentada anteriormente. Em termos relativos os impactos observados são pequenos, porém,
não desprezíveis quando se almeja cálculos mais acurados.
Capítulo 4 Resultados
103
Figura 4.27: Simulação numérica do impacto de desvios na AOD referência (0,4 para 550 nm) sobre a
irradiância solar global descendente na superfície. O impacto é avaliado a partir da diferença entre a irradiância
calculada para a AOD referência e a obtida considerando os desvios em relação a essa AOD. (a) Para o disco
solar localizado no zênite. (b) Para a distância zenital solar igual a 60 graus.
De modo a evitar análises redundantes, para o dia 30/08 é comparada apenas a
irradiância solar global total para o caso específico em que foram considerados valores
médios diários de AOD e wv (Figura 4.28). Entretanto, junto ao gráfico da diferença absoluta
entre a irradiância observada e simulada são apresentados os desvios em percentagem dos
valores de AOD e do wv dos respectivos valores médios diários.
Nota-se que o comportamento diário da diferença absoluta entre a irradiância medida e
simulada é consistente com os desvios dos valores observados de AOD da média diária. Para
os horários em que a AOD média diária se iguala ao observado percebe-se que a diferença
entre a simulação e a observação aproxima-se da margem de erro do instrumento. Isso mostra
que com modelos ópticos representativos dos diversos tipos de aerossóis encontrados em São
Paulo, através da combinação entre esses e dados acurados de AOD, os efeitos do aerossol,
sob o ponto de vista da transferência radiativa, podem ser acuradamente avaliados.
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OBSERVADO (OBS) M3 (AOD MÉDIO)
OBS - M3 (AOD MÉDIO) (AOD - <AOD>)/<AOD> (%)
(wv - <wv>)/<wv> (%)
Figura 4.28: Comparação entre irradiância solar global total medida pelo piranômetro CM21 (OBS) e estimativa
numérica utilizando valores médios de AOD e wv para o dia 30/08/2004. O M3 (AOD MÉDIO) corresponde à
estimativa numérica da irradiância considerando valores médios diário de AOD e wv da AERONET. Os gráficos
nas cores verde e rosa correspondem, respectivamente ao desvio em percentagem dos valores de AOD e wv
observados dos respectivos valores médios diários (<AOD>; <wv>). A diferença absoluta entre a irradiância
observada e a simulada é apresentada pela linha tracejada na cor azul.
Além dos aspectos anteriormente apontados, os resultados demonstram a relevância do
sinergismo entre os dois radiômetros, o MFRSR e o CE318A da AERONET no
monitoramento do aerossol e no estudo dos seus efeitos. O MFRSR fornece AOD e
densidades de fluxo radiante em bandas largas e estreitas com alta resolução temporal (1
minuto) e a climatologia fornecida pelo fotômetro CE318A permite caracterizar as
propriedades ópticas dos aerossóis tipicamente observados em São Paulo como realizado por
Castanho [2005].
Capítulo 5: Conclusões
Capítulo 5 Conclusões
106
5.1. AOD - MFRSR versus AERONET
Profundidades ópticas espectrais do aerossol para São Paulo obtidas a partir de dois
modelos de radiômetros com princípios de operação distintos, Multifilter Rotating
Shadowband Radiometer (MFRSR) e o fotômetro CE318A da AERONET são comparadas e
analisadas. Os modelos dos dois radiômetros são amplamente empregados por centros de
pesquisa e redes de monitoramento no estudo e caracterização das propriedades ópticas do
aerossol. Por isso a importância de avaliar a consistência dos dados fornecidos por ambos.
Os resultados obtidos mostram que para as condições de São Paulo os dois
instrumentos fornecem dados de qualidade comparável. A variabilidade diurna da
profundidade óptica do aerossol é igualmente bem caracterizada, o que indica a habilidade
dos dois radiômetros em identificar alterações na massa de ar sobre a cidade. Além de não
diferirem muito do limite absoluto estabelecido pela OMM (0,02), as diferenças observadas
entre as profundidades ópticas são caracterizadas por desvios sistemático. Os três canais de
maior comprimento de onda dos MFRSR’s (670, 870, 1037 nm) superestimam a profundidade
óptica do aerossol em aproximadamente 0,03 com relação aos dados da AERONET.
Contrariamente, o canal 415 nm reproduz profundidades ópticas com magnitude semelhante à
do canal 440 nm da AERONET, resultado este que, do ponto de vista da dependência
espectral da profundidade óptica, representa uma subestimativa. Análises mostraram que as
diferentes considerações entre as correções empregadas pela AERONET e as utilizadas no
presente trabalho não explicam a diferença observada entre as profundidades ópticas.
Acredita-se que problemas instrumentais estejam na origem dessas discrepâncias. A
manutenção e calibração dos MFRSR’s em laboratório especializado não são realizadas de
forma rotineira, contrariamente ao fotômetro da AERONET que anualmente é calibrado e tem
a resposta espectral dos seus filtros avaliados. Os resultados obtidos na comparação frente a
importantes diferenças entre a realidade dos dois instrumentos mostra que existe potencial
para aumentar a consistência entre os dados dos dois radiômetros.
A calibração de um dos MFRSR visando a estimativa da constante de calibração
mostrou que o método proposto por Forgan [1994], contrariamente à técnica Langley Plot,
pode ser aplicado para a região de São Paulo. Entretanto, em condições atmosféricas mais
propícias que as de São Paulo, por exemplo, as observadas no OPD-LNA, o Langley Plot
fornece constantes com refinada precisão.
Capítulo 5 Conclusões
107
5.2. Irradiância Solar Global à Superfície
No presente trabalho também foi avaliada a aplicação dos modelos ópticos do aerossol
desenvolvidos por Castanho [2005] na recuperação numérica da irradiância solar global à
superfície. Para tanto foi utilizado o código SBDART, que simula processos de transferência
radiativa na atmosfera. Os testes de sensibilidade mostraram que a importância de se definir
um determinado modelo óptico é dependente da profundidade óptica do aerossol. No caso de
profundidades ópticas menores que 0,1 e o disco solar no zênite, para qualquer um dos
modelos ópticos a redução observada na irradiância dentro da região espectral PAR é menor
que 2,5% (12 W.m-2
). Entretanto, para profundidades ópticas próximas a 1 o uso incorreto do
modelo óptico pode acarretar diferenças na irradiância à superfície em torno de 15%
(74 W.m-2
). O modelo de aerossol urbano do SBDART apresentou impactos próximos ao
modelo no 2 de Castanho [2005], o segundo na hierarquia em relação à eficiência
absorvedora, enquanto que o modelo representativo das propriedades ópticas espectrais
médias obtidas para São Paulo foi o no 3. Para a ocorrência de aerossóis do modelo n
o 5, o
menos absorvedor, as diferenças entre os impactos deste e do modelo urbano do SBDART
para irradiância na região PAR ultrapassa 10% (∼ 50 W.m-2
), o que mostra a importância dos
modelos dinâmicos propostos e a limitação do modelo urbano estático.
O estudo de caso comparando irradiância solar global simulada na presença de um dos
modelos ópticos dinâmicos com medidas obtidas por radiômetros instalados à superfície
mostrou que com esses modelos ópticos avaliações numéricas de irradiância solar à superfície
podem ser obtidas com maior acurácia. Entretanto, as diferenças observadas entre as
irradiâncias simuladas e medidas incorporam, também, efeitos relacionados com a
representatividade de outros elementos, nomeadamente, a profundidade óptica do aerossol e o
conteúdo do vapor d’água. Em especial, para o caso da profundidade óptica do aerossol, a
análise dos dados experimentais e simulados mostrou que o uso de valores observados, ao
invés da média diária, pode ser importante para situações em que se requer informações
acuradas. Em outras palavras, pode-se dizer que o ganho proporcionado pelo uso de um
modelo óptico de aerossol preciso torna-se maior quando conjugado com dados de
profundidade óptica do aerossol representativos, caso contrário, corre-se o risco de introduzir
erros com magnitude semelhante ao que seria verificado com o uso de um modelo óptico
impróprio. Dentro deste contexto o monitoramento da profundidade óptica do aerossol com
apurada resolução temporal é importante.
Capítulo 5 Conclusões
108
5.3. Sugestões Para Trabalhos Futuros
As avaliações realizadas neste trabalho mostraram que o MFRSR é um instrumento
robusto e com competência para monitorar a profundidade óptica do aerossol, além disso,
apresenta um vasto potencial de aplicação como discutido por Alexandrov et al. [2002].
Entretanto, para a exploração adequada e completa desse potencial acredita-se que a
performance dos instrumentos MFR34 e MFR35 pode ser melhorada através de
procedimentos rotineiros de manutenção e calibração em laboratório especializado e também
em campo. Portanto, aconselha-se que estes instrumentos sejam enviados para laboratório
especializado a fim de terem os seus componentes reavaliados e atualizados. Após isso,
sugere-se como trabalhos futuros as seguintes avaliações e aplicações:
• Avaliar o erro associado à correção proposta pelo MFRSR para a irradiância difusa
sob diferentes concentrações e tipos de aerossol.
• Avaliar a importância da influência do NO2 presente na coluna atmosférica de São
Paulo no canal de 415 nm utilizando medições alternativas de NO2, por exemplo,
dados de estações em superfícies e os obtidos pelo sensor SCIAMACHY.
• A partir de perfis verticais da concentração do aerossol obtidas com o LIDAR avaliar
o impacto da aproximação da massa óptica relativa do aerossol pela molecular nos
cálculos da profundidade óptica, principalmente para os casos de transporte de plumas
de aerossóis de queimada. Nesses eventos de transporte, o perfil vertical da
distribuição do aerossol apresenta um significativo gradiente.
• Trabalhos recentes como, por exemplo, o de Meloni et al. [2005] sugerem
metodologias para derivação do albedo simples do aerossol com base na razão entre a
irradiância espectral medida nos diferentes canais do MFRSR. Acredita-se que vale a
pena testar essas metodologias alternativas para caracterizar o aerossol de São Paulo e
os resultados comparados com as informações fornecidas pelo fotômetro da
AERONET.
Capítulo 5 Conclusões
109
• Avaliar a representatividade espacial das informações geradas a partir do fotômetro da
AERONET dentro da RMSP colocando os dois MFRSR’s monitorando em diferentes
pontos distante deste. Essa redistribuição dos instrumentos pode ser também utilizada
para comparar dados obtidos em superfície com produtos
derivados a partir de sensores a bordo de satélites como, por exemplo, o MODIS.
Capítulo 6: Referências Bibliográficas
Capítulo 6 Referências Bibliográficas
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