Comparação de profundidades ópticas espectrais do aerossol ... · Figura 2.4: Distribuição vertical típica dos principais constituintes químicos da atmosfera. Os perfis em

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

vii

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


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).


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.


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


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.


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.


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.


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.


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.


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.


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.


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


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 )


Den

sida

de (

1013

wat

ts/m

3 )


Den

sida

de (

1013

wat

ts/m

3 )


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


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).


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


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

.


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.


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).


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).


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


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


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



Bactérias

Poeira

Sal marinho

Pólen


Algas

Colóides


Moléculas

Vírus



Bactérias

Poeira

Sal marinho

Pólen


Algas

Colóides


Moléculas

Vírus



Bactérias

Poeira

Sal marinho

Pólen


Algas

Colóides


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


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


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.


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=


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


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


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].


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.


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


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


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 =


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


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


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


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


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


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)


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 + =


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


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


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.


48

mm

)ln( 2,

R

Io λ - Coeficiente linear

)( ,, λλ ττ am + - Coeficiente angular

mm

)ln( 2,

R



ln(I

DN

,λ)

mm

)ln( 2,

R



mm

)ln( 2,

R



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%.


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 =


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 =+


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

−−− −

=


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


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)


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).


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.


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.


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.


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].


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


Prof

undi

dade

ópt

ica

Prof

undi

dade

ópt

ica


Prof

undi

dade

ópt

ica

Prof

undi

dade

ópt

ica


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.


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)


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.


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


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).


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


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).


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.


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.


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


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


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


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.


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)


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.


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


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.


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.


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


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


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.


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.


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.


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.


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


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.


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


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.


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


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.


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


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)


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.


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


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.

( (


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


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.


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,


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


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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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,


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.


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.


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.


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.


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

111

AERONET reports. AERONET Quarterly-July 05 Version 2 Processing Announced. Disponível em: < http://aeronet.gsfc.nasa.gov/Operational/AQ_July_2005.pdf>. Acesso em: Agosto de 2005. ALEXANDROV, M. D. et al. Remoting sensing of atmospheric aerosols and trace gases by means of multifilter rotating shadowband radiometer. Part I: retrieval algorithms. Journal of the Atmospheric Sciences, v. 59, n. 31, p. 524-523, 2002. ANDRADE, M.F.; ORSINI, C.; MAENHAUT, C. Relation between aerosol sources and meteorological parameters for inhalable atmospheric particles in São Paulo city, Brazil. Atmospheric Environment, v. 28, n. 14, p. 2307-2315, 1994. AUGUSTINE, J. A. et al. An automated method of MFRSR calibration for aerosol optical depth analysis with application to an Asian dust outbreak over the United States. Journal of Applied Meteorology, v. 42, n. 2, p. 266–278, 2003. BODHAINE, B. A. et al. On Rayleigh optical depth calculations. Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, v. 16, p. 1854-1861, 1999. BUCHOLTZ, A. Rayleigh-scattering calculations for the terrestrial atmosphere. Applied Optics, v. 34, p. 2765-2773, 1995. BURROWS, J. P et al. Atmospheric remote -sensing-reference data from GOME: 2. Temperature-dependent absorption cross sections of O3 in the 231-794 nm range, JQSRT, v. 61, p. 509-517, 1999. CACHORRO, V. E. et al. The fictitious diurnal cycle of aerosol optical depth: a new approach for “in situ” calibration and correction of AOD data series. Geophysical Research Letters, v. 31, p. L12106, 2004. CACHORRO,V. E. et al. El Arenosillo (Huelva) and Palencia AERONET-PHOTONS sites for aerosol measurements in Spain: the potentiality for satellite sensors applications. Disponível em: <http://www.latuv.uva.es/workshop/index.html>.Acesso em: 23 de maio de 2006. CARLUND, T.; LANDELIUS, T.; JOSEFSSON, W. Comparison and uncertainty of aerosol optical depth estimates derived from spectral and broadband measurements. Journal of Applied Meteorology, v. 42, n. 11, p. 1598-1610, 2003. CASTANHO, A. D. e ARTAXO, P. Wintertime and summertime São Paulo aerosol source apportionment study. Atmospheric Environment. v. 35, n. 29, p. 4889-4902, 2001. CASTANHO, A. D. A. Propriedades ópticas das partículas de aerossol e uma nova metodologia para a obtenção de profundidade óptica via satélite sobre São Paulo. 2005. 250 p. Tese (Doutorado) – Instituto de Física, Universidade de São Paulo, São Paulo, 2005. CEBALLOS, J. C. Estimativa de radiação solar à superfície com céu claro: um modelo simplificado. Revista Brasileira de Meteorologia, v. 15, p. 113-122, 2000.


112

CHARLSON, R. J. et al. Perturbation of the northern hemispheric radiative balance by backscattering from anthropogenic sulfate aerosols. Tellus B, v. 43, n. 4, p. 152-163, september 1991. CHARLSON, R. J. et al. Climate forcing by anthropogenic aerosols. Science. v. 255, 423-430, 1992. CHRISTOPHER, S. A. et al. Estimation of surface and top-of-atmosphere shortwave irradiance in biomass burning regions during SCAR-B. Journal of Applied Meteorology, v. 39, n. 10, p. 1742–1753, 2000. CLIMANÁLISE, Boletim de Monitoramento e Análise Climática. Volume 19 Número 08 Agosto/2004. Disponível em:< http://www.cptec.inpe.br/products/climanalise/>. Acesso em: 15 de maior de 2006. CORRÊA, M. P. Índice ultravioleta: avaliações e Aplicações. 2003. 126 f. Tese (Doutorado) – Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosférica, Universidade de São Paulo, São Paulo, 2003. DAVE, J. V.; GAZDAG, J. A modified Fourier transform method for multiple scattering calculation in a plane parallel Mie atmosphere. Applied Optics, v. 9, n. 6, p. 1457–1466, 1970. DUBOVIK, O. e KING, M. D. A flexible inversion algorithm for retrieval of aerosol optical properties from Sun and sky radiance measurements. Journal of Geophysical Research, v. 105, p. 20673–20696, 2000. DUBOVIK, O. et al. Variability of absorption and optical properties of key aerosol types observed in worldwide locations. Journal of Atmospheric Sciences, v. 59, p. 590-608, 2002. ECK, T. F. et al. Wavelength dependence of the optical depht of biomass burning, urban, and desert dust aerosol. Journal of Geophysical Research, v. 104, p. 31333-31349, 1999. ESTELLÉS, V. et al. Aerosol related parameters intercomparison of Cimel sunphotometers in the frame of the VELETA 2002 field campaign. Óptica Pura y Aplicada, v. 37, n. 3, p. 3289 -3297, 2004. FORGAN, B. W. General method for calibrating Sun photometers. Applied Optics, v. 33, p. 4841-4850, 1994. FORGAN, B. W.: Sun photometer calibration by the ratio-langley method, in baseline atmospheric program (Australia) 1986, eds., B. W. Forgan and P. J. Fraser, pp. 22-26. Bureau of Meteorology, Melbourne, Australia, 1998 FREITAS, E. D. Circulações locais em São Paulo e sua influência sobre a dispersão de poluentes. 2003. 156f. Tese (Doutorado) – Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas, Universidade de São Paulo, São Paulo, 2003.

FREITAS, S. R. et al. Emissões de queimadas em ecossistemas da América do Sul. Estudos Avançados, v. 19, p. 167-185, 2005.


113

FRÖHLICH, C.; SHAW, G. E. New determination of Rayleigh scattering in the terrestrial atmosphere. Applied Optics, v. 19, n. 11, p. 1773–1775. 1980. GARCIA, M. Resultados de um estudo estatístico das propriedades ópticas das partículas de aerossol de queimadas na Amazônia via AERONET. 2005. Dissertação (Mestrado).Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmsoféricas da Universidade de São Paulo, São Paulo, 2005. GIANELLI, S. M. Retrieving Aerosols, Ozone, and NO2 Using MFRSR, RSS, and CIMEL Data. 2004. 265f. Thesis (Ph.D.). Columbia University, New York, 2004. Disponível em: <http://pubs.giss.nasa.gov/abstracts/2004/Gianelli.html>.Acesso em: 16 de janeiro de 2006. GOODY, R. M. e YUNG, Y. L. Atmospheric Radiation: Theoretical Basis. 2. ed. New York: Oxford University Press, 1989. 519 p. HALTHORE, R. N. et al. Models overestimate diffuse clear-sky irradiance: A case for excess atmospheric absorption. Geophysical Research Letters. v. 25, p. 3591–3594. 1998. HALTHORE, R. N. et al. A Closure experiment: prediction and measurement of direct-normal solar irradiance at the ARM site. American Geophysical Union Fall Meeting. San Francisco. Dec. 15-19, Paper A11C-12. 1996. HANSELL, R. A. et al. Surface aerosol radiative forcing derived from collocated ground-based radiometric observations during PRIDE, SAFARI and ACE-Asia. Applied Optics. V. 42, n. 27, p. 5533-5544. 2003. HANSEN, J. E. e TRAVIS, L. D. Light scattering in planetary atmospheres. Space Science Reviews, v. 16, p. 527-610, 1974. HARRISON, L. E MICHALSKY, J. Objective algorithms for the retrieval of optical depths from ground-based measurements. Applied Optics. v. 33, p. 5126-5132, 1994. HARRISON, L.; MICHALSKY, J. E BERNDT, J. Automated multifilter rotating shadow-band radiometer: an instrument for optical depth and radiation measurements. Applied Optics, v. 33, p. 5118-5125, 1994. HAYWOOD, J. e BOUCHER, O. Estimates of the direct and indirect radiative forcing due to tropospheric aerosols: a review. Reviews of Geophysics, v. 38, p. 513–543, 2000. HOLBEN, B. N. et al. AERONET- A federated instrument network and data archive for aerosol characterization. Remote Sensing of Environment, v. 66, p. 1-16, 1998. HOLBEN, B. N. et al. Optical properties of aerosol – Emissions from biomass burning in the tropics – BASE-A. In: Global biomass burning - Atmospheric, climatic, and biospheric implications (A92-37626 15-42). Cambridge, MA, MIT Press, p. 403-411, 1991. HOLBEN, B. N. et al.. An emerging ground – based aerosol climatology: Aerosol optical depth from AERONET. Journal of Geophysical Research, v. 106, p.12067-12097. 2001.


114

HORVATH, H. Aerosols—an introduction. Journal of Environmental Radioactivity, v. 51, p. 5–25, 2000. ICHOKU, C. et al. MODIS observation of aerosols and estimation of aerosol radiative forcing over southern Africa during SAFARI 2000. Journal of Geophysical Research, v. 108, L10.1029, 2003. IPCC 1996 - Intergovernmental Panel on Climate Change. Climate Change 1995. The Science of Climate Change: Contribution of Working Group I to the Second Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Edited by Houghton, J.T. et al. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA,1996. IPCC 2001 - Intergovernmental Panel on Climate Change. Climate Change 2001., The Scientific Basis: Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the International Panel of Climate Change. Edited by Houghton, J. T. et al. Cambridge University Press, New York, 2001. IQBAL, M. An Introduction to Solar Radiation. Academic Press, San Diego, Califórnia. 1983. KASTEN F. e YOUNG, A. T. Revised optical air mass tables and approximation formula. Applied Optics, v. 28, p. 4735-4738, 1989. KASTEN, F. A new table and approximation formula for relative air mass. Archiv fur Meteorology Geophysiks und Bioklimatology. B14, p. 206-223,1965. KATO, S. et al. Uncertainties in modeled and measured clear-sky surface shortwave irradiances. Journal of Geophysical Research, v. 102, p. 25881–25897. 1997. KAUFMAN, Y. J., D. TANRE, e O. BOUCHER, A satellite view of aerosols in the climate system, Nature, v. 419, p. 215– 223, 2002 KIM, D. H. et al. Aerosol optical properties over east Asia determined from ground-based sky radiation measurements. Journal of Geophysical Research, v. 109, L10.1029, 2004. KIM, J. e KIM, J. Y. Intercomparison of aerosol radiative properties retrieved from two Multifilter Rotating Shadowband Radiometers and sunphotometer. Óptica Pura y Aplicada, v. 37, L3, 2004. KOMHYR, W. D.; GRASS, R. D. E LEONARD, R. K. Dobson Spectrophotometer 83: A standart for total ozone measurements, 1962-1987. Journal of Geophysical Research, v. 94, p. 9847-9861, 1989. KURUCZ, R. L. Synthetic infrared spectra. Infrared Solar Physics. Proceedings of the 154

th

Symposium of the International Astronomical Union; Tucson, Arizona, March 2-6, 1992. In: Rabin, D. M.; Jefferies, J. T.; Lindsey, C. [Eds.]. Kluwer Academic Publishing, p. 523-531, 1994.


115

LANDULFO E. et al. Synergetic measurements of aerosols over São Paulo, Brazil using LIDAR, sunphotometer and satellite data during the dry season. Atmospheric Chemistry and Physics, v.3, p.1523-1539, 2003. LENOBLE, J. Atmospheric Radiative Transfer. Deepak, 1993. 532 p. LIOU, K. N. An introduction to atmospheric radiation. Academic Press. Inc, 1980. LONDON, J. F ET AL. Atlas of the golbal distribution of total ozone July 1957-June 1967 NCAR Tech. Note 113 (NCAR, Boulder). 1976. MARGGRAF, W. A. e GRIGGS, M. Aircraft Measurements and Calculations of the Total Downward Flux of Solar Radiation as a Function of Altitude. Journal of Atmospheric Sciences, v. 26, p.469-477, 1969. MARTINS, J. V. et al. Effects of black carbon content, particle size, and mixing on light absorption by aerosol particles from biomass burning in Brazil. Journal of Geophysical Research, v. 103, p. 32041–32050, 1998. MARTINS, J. V. O efeito de partículas de aerosol de queimadas da Amazônia no balanço radiativo da atmosfera. 1999. Tese (Doutorado). Instituto de Física da Universidade de São Paulo, São Paulo, 1999. Mc ARTHUR, L. J. et al. Field comparison of network Sun photometers. Journal of Geophysical Research, v.108, D19, L10.1029, 2003. MELONI, D. et al. Aerosol optical properties at Lampedusa (Central Mediterranean). 2. Determination of single scattering albedo at two wavelengths for different aerosol types. Atmospheric Chemistry and Physics. v. 6, p. 715–727, 2006. MELONI, D. Optical properties and radiative effects of tropospheric aerosols and ozone in the central Mediterranean. 2005. 169f. Thesis (Ph.D.). Università Degli Studi Di Roma “La Sapienza”, Roma, 2005. Disponível em: <http://padis.uniroma1.it/getfile.py?recid=142>. Acesso em: 21 de fevereiro de 2005. MICHALSKY, J. J. et al. Multiyear measurements of aerosol optical depth in the Atmospheric Radiation Measurement and Quantitative Links programs. Journal of Geophysical Research, v. 106, p.12099-12107, 2001. MIRANDA, R.M. et al.. Characterization of aerosol particles in São Paulo metropolitan area. Atmospheric Environment. v. 36, p. 345-352. MITCHELL, R. M. e FORGAN, B. W. Aerosol measurement in the Australian outback: Intercomparison of Sun Photometers. Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, v. 20, p. 54-66. 2003. OMM 2003 - World Meteorological Organization (WMO). Aerosol measurements procedures guidelines and recommendations. WMO/GAW 153 and WMO/TD 1178. Geneva. 2003.


116

O'NEILL, N. T.; Mc ARTHUR, L. J. B.; e STRAWBRIDGE, K. B. Recent progress in the remote sensing of aerosols. Physics in Canada, Special issue on Planetary Remote Sensing in Canada. v. 61, p. 235-241. 2005. PAYTON A.; RICCHIAZZI, P. J.; GAUTIER, C. Discrepancies in shortwave diffuse measured and modeled irradiances in Antarctica. Thirteenth ARM Science Team Meeting Proceedings, Broomfield, Colorado, March 31-April 4. 2003. Disponível em: <http://www.arm.gov/publications/proceedings/conf13/index.stm>. Acesso em:15 de maio de 2006. PUESCHEL, R.F. Composition, Chemistry, and Climate of the Atmosphere. Atmospheric Aerosols. Editor: H.B. Singh. Van Nostrand Reinhold, New York, p. 120-175, 1995. PLANA-FATTORI, A. et al. Estimating the atmospheric water vapor content from multi-filter rotating shadow-band radiometry at São Paulo, Brazil. Atmospheric Research, v. 71, p. 171-192. 2004. PLANA-FATTORI, A. Avaliação da Turbidez Atmosférica a partir de Medidas Pireliométricas com Filtros de Banda Larga. 1989. Dissertação (Mestrado em Meteorologia), Instituto Astronômico e Geofísico, Universidade de São Paulo, 1989. PLANA-FATTORI, A. e ROZANTE, J. R. Pireliometria de banda larga e turbidez atmosférica em São Paulo. Revista Brasileira de Geofísica, v. 15, p. 257-274. 1997. PROCOPIO, A. S. et al. Modeled spectral optical properties for smoke aerosols in Amazonia. Geophysical Research Letters, v. 30, L10.1029, 2003. RAES, F. Formation and cycling of aerosols in the global troposphere. Atmospheric Environment, v. 34, p. 4215-4240. 2000. RAMANATHAN, V. et al. Indian Ocean Experiment: An integrated analysis of the climate forcing and effects of the great Indo-Asian haze. Journal of Geophysical Research, v. 106, p. 28371–28398, 2001. REMER, L. A. E KAUFMAN, Y. J. Dynamic aerosol model: Urban/industrial aerosol. Journal of Geophysical Research, v. 103, p. 13859-13871, 1998.

RIBEIRO, H. E ASSUNÇÃO, J. V. Efeitos das queimadas na saúde humana. Estudos Avançados, vol.16, n. 44, p.125-148, 2002.

RICCHIAZZI, P. SBDART: A research and teaching software tool for plane-parallel radiative transfer in the Earth’s Atmosphere. Bulletin of the American Meteorological Society, v. 79, p. 2101-2114. 1998. ROLLIN, E. M. An introduction to the use of Sun-photometry for the atmospheric correction of airborne sensor data. Disponível em: <http://www.soton.ac.uk/~ejm/pdfs/Rollin2000.pdf>. Acesso em: 15 de maio de 2006.


117

RUSSELL, P. B.; HOBBS, P. V. E STOWE, L. L. Aerosol properties and radiative effects in the United States Mid-Atlantic haze plume: An overview of the Tropospheric Aerosol Radiative Forcing Observational Experiment (TARFOX). Journal of Geophysical Research, v. 104, p. 2213-2222, 1999. SCHMID, B. e WEHRLI, C. Comparison of Sun Photometer Calibration by Langley Technique and Standard Lamp. Applied Optics, v. 34, p. 4500-4512, 1995. SCHMID B., et al. Evaluation of the applicability of solar and lamp radiometric calibrations of a precision Sunphotometer operating between 300 and 1025 nm. Applied Optics, v. 37, p. 3923-3941. 1998. SCHMID, B. et al. Comparison of aerosol optical depth from four solar radiometers during the fall 1997 ARM intensive observation period. Geophysical Research Letters, v. 26, p. 2725-2728, 1999. SCHOTLAND, R. M. e LEA, T. K. Bias in a Solar Constant Determination by the Langley Method due to Structured Atmospheric Aerosol. Applied Optics, v. 25, p. 2486-2491, 1986. SCHWARTZ, S. E. The whitehouse effect - Shortwave radiative forcing of climate by anthropogenic aerosols: An overview. Journal of Aerosol Science, v. 27, p. 359-383, 1996. SEINFELD, J. H. e PANDIS, S. N. Atmospheric Chemistry and Physics: from Air Pollution to Climate Change. Wiley. 1998. 1326 p. SHAW, G. E. Sun Photometry. Bulletin of the American Meteorological Society, v. 64, p. 4-10. 1983. SHETTLE, E. P. e ANDERSON, S. M. New Visible and near IR ozone absorption cross-section for MODTRAN. Proceedings of the 17th Annual Review Conference on Atmospheric Transmission Models, 8-9 June. p. 335-345, 1995. SHETTLE, E. P. e FENN, R. Models of the atmospheric aerosols and their optical properties. AGARD Conference Proceedings. 183. 1976. SHETTLE, E. P. e FENN, R. W. Models for the aerosols of the lower atmosphere and the effects of humidity variations on their optical properties. MA: Air Force Geophys. Lab., Hanscomb AFB, AFGL-TR-79-0214. 1979. SMIRNOV, A. et al., Cloud-sreening and quality control algorithms for the AERONET database. Remote Sensing Environment, v. 73, p. 337-349. 2000. SMIRNOV, A. et al. Diurnal variability of aerosol optical depth observed at AERONET [Aerosol Robotic Network] sites. Geophysical Research Letters. v. 29, L10.1029, 2002. SOUFFLET, V.; DEVAUX, C.; TANRÉ, D. Modified Langley plot method for measuring the spectral aerosol optical thickness and its daily variations. Applied Optics, v. 31, p. 2154 –2161, 1992.


118

SOKOLIK, I. Lectures Notes (graduate course on "Radiative Processes in Planetary Atmospheres). Disponível em: <http://irina.eas.gatech.edu/ATOC5560_2002.htm>. Acesso em: 16 de maio 2006. STAEHELIN, J., et al. 1995: Total ozone observation by sun photometry at Arosa, Switzerland. Opt. Engin., v. 34, p. 1977-1986. STAMMES, K. et al.: Numerically stable algorithm for discrete-ordinate-method radiative transfer in multiple scattering and emitting layered media. Applied. Optics, v. 27, p. 2502-2509, 1988. TEILLET, P. M. Rayleigh optical depth comparisons from various sources. Applied Optics. v. 29, p. 1897–1900. 1990. TWOMEY, S. Aerosols, clouds and radiation. Atmospheric Environment, v. 25, p. 2435–2442, 1991. TWOMEY, S. Pollution and the planetary albedo. Atmospheric Environment. v. 8, p. 1251-1256. 1974. van de HULST, H. C. Light Scattering by Small Particles. Wiley. 1957. 470 p. VIGROUX, E. Contribution al'etude experimentale de l'absorption de l'ozone. Annales de Physique. 8, p. 709-762. 1953. YABE, T. et al. An aerosol climatology at Kyoto: Observed local radiative forcing and columnar optical properties. Journal of Applied Meteorology, v. 42, p. 841–850, 2003. YAMASOE, M. A. Estudo de propriedades ópticas de partículas de aerossóis a partir de uma rede de radiômetros. 1999. 213f. Tese (Doutorado), Instituto de Física da Universidade de São Paulo, São Paulo, 1999. YU, H. A review of measurement-based assessment of the aerosol direct radiative effect and forcing. Atmospheric Chemistry and Physics Discussions, v. 5, p. 7647–7768. 2005. ZHURAVLEVA, T. B.; SVIRIDENKOV, M. A.; ANIKIN, P. P. On Correction of Diffuse Radiation Measured by MFRSR. Proceedings of the fourteenth Atmospheric Radiation Measurement Science Team Meeting, Albuquerque, New Mexico, USA, 22-26. Disponível em: <http://www.arm.gov/publications/proceedings/conf14/index.stm>. Acesso em: 15 de maio de 2006.

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Comparação de profundidades ópticas espectrais do aerossol ... · Figura 2.4: Distribuição vertical típica dos principais constituintes químicos da atmosfera. Os perfis em