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Érico Augusto Leiva
CLIMATOLOGIA DE CURTO PRAZO DOS AEROSSÓIS EM CAMPO GRANDE/MS A PARTIR DE DADOS RADIOMÉTRICOS
CAMPO GRANDE – MS 2010
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UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO DO SUL – UFMS
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E TECNOLÓGICAS DEPARTAMENTO DE FÍSICA
CAMPO GRANDE – MS
CLIMATOLOGIA DE CURTO PRAZO DOS AEROSSÓIS EM CAMPO GRANDE/MS A PARTIR DE DADOS RADIOMÉTRICOS
ÉRICO AUGUSTO LEIVA
Orientador Profº Dr. Widinei Alves Fernandes Co-orientador Profº Dr. Edson Kassar
Dissertação apresentada ao Departamento de Física da
Universidade Federal de Mato Grosso do Sul – UFMS, sendo parte dos requisitos para a obtenção do título de Mestre
em Física Aplicada.
CAMPO GRANDE – MS
Dissertação titulada como Climatologia de curto prazo dos aerossóis em Campo
Grande/MS a partir de dados radiométricos, defendida por Érico Augusto Leiva e
aprovada em 23 de junho de 2010 na cidade de Campo Grande-MS, Universidade Federal
de Mato Grosso do Sul, Departamento de Física, pela seguinte banca examinadora.
_________________________________________ Profº Dr. Widinei Alves Fernandes
Universidade Federal de Mato Grosso do Sul Orientador
__________________________________________ Profº Dr. Edson Kassar
Universidade Federal de Mato Grosso do Sul Co-orientador
______________________________________________ Profº Dr. Enio Bueno Pereira
Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais
_______________________________________________ Doutor Roberto Ferreira dos Santos
Universidade Federal de Mato Grosso do Sul
À minha mãe Georgina Aparecida Longo de Oliveira e meu pai Luiz Carlos Leiva, meus irmãos Luis Diego Leiva e Maria Rosa Leiva.
5
Tudo vale a pena quando a alma não é pequena. Fernando Pessoa
Agradecimentos
Aos orientadores desta pesquisa, Professores: Dr. Widinei Alves Fernandes e Dr. Edson
Kassar pelo crédito e presteza durante o desenvolvimento deste trabalho.
Ao coordenador do programa Sonda Ênio Bueno Pereira/INPE e ao professor Dr. Widinei
Alves Fernandes/UFMS pelo empenho na manutenção das bases dos programas
AERONET e SONDA em Campo Grande-MS viabilizando este estudo.
Aos professores Dr. Moacir Lacerda, Dr. Glaucius Iahnke de Oliveira, Dr. Marcos Serrou
do Amaral, Dr. Angela Tardivo Delben e Dr. Petr Melnikov nas atividades para
cumprimento de créditos.
Ao Meteorologista Natálio Filho pela presteza e contribuições durante o desenvolvimento
deste trabalho e o empenho na manutenção da estação meteorológica em que se encontram
os equipamentos utilizados na coleta de dados que permitiu este trabalho.
Aos pesquisadores Holben Brent/NASA e Paulo Artaxo/USP pelas operacionalizações das
estações AERONET em Alta Floresta, Suriname, Belterra, Balbina, Santa Cruz, Rio
Branco, São Paulo, Cuiabá e Buenos Aires.
Ao Técnico em Eletrônica Valdeir/UFMS pela pronta presteza durante operações de
manutenção nos equipamentos.
Ao companheiro de trabalho Paulo Roberto Aquino/IMASUL pelo espaço para o
desenvolvimento das atividades relacionadas a tal pesquisa.
Ao meu tio Darwin Antônio Longo de Oliveira e minha tia Silvana Donizete Rodrigues
pelo apoio fundamental durante a graduação.
Aos amigos, Evandro, Cássia, Aleandro e Luís, nos momentos de dedicação no
desenvolvimento dos créditos.
À minha mãe e meu pai, pelo empenho na minha formação.
Resumo
A atmosfera do Estado de Mato Grosso do Sul é contaminada com o aumento das
emissões de gases poluentes e aerossóis por queimadas, que provoca grande atenuação da
radiação solar, a redução na visibilidade e o aumento do número de casos de pessoas com
problemas respiratórios. Foi estabelecida uma climatologia de curto prazo dos aerossóis na
atmosfera de Campo Grande – MS, utilizando dados de transparência atmosférica avaliada
a partir da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm (τ500nm) e do expoente
ângstron no par de comprimentos de onda de 440 e 870nm (α440-870nm). Baseando-se nas
condições meteorológicas favoráveis ao aumento do tempo de residência das partículas em
suspensão na atmosfera (tais como: dias sem precipitação, ocorrência de inversões
térmicas e ocorrência de calmarias) foi realizada uma avaliação dos eventos críticos de
atenuação da radiação solar com τ500nm acima de 1,5 utilizando-se e imagens de satélite e
dos campos de ventos modelados. Os dados foram obtidos da rede Aeronet/NASA da
estação localizada em Campo Grande/MS (20º 27’ 16’’ S – 54º47’16’’ W) e
operacionalizada pelo projeto Sonda/CPTEC-INPE. Em uma base mensal, verificam-se
incrementos nos valores de τ500nm de 0,1 (nos meses com atmosfera relativamente limpa –
verão e outono) para 0,7 (fim do inverno e começo da primavera com atmosfera
moderadamente poluída).
Palavras chaves: aerossóis, fotômetro, poluição atmosférica.
Abstract
The atmosphere of the Mato Grosso do Sul State is contaminated with the increase in
emissions of greenhouses gases and aerosols by fires, causing great attenuation of solar
radiation, reducing visibility in airports and increases the number of people with
respiratory issues. This work aimed to establish a short term aerosols climatology in
Campo Grande (MS), using the atmospheric transparency data from optical depth of
aerosols at the 500nm channel (τ500nm) and the angstrom exponent at the wavelength pair
of 440 and 870nm (α440-870nm). Based on the meteorological conditions that favors the
increasing of residence time of particles in the atmosphere (such as days without
precipitation, thermal inversion and stillness occurrence) it was carried out an evaluation
of the solar radiation attenuation critical events with τ500nm higher than 1.5 using satellite
images and back trajetories models. Data was obtained Aeronet/NASA station located in
Campo Grande, MS (20º 27’ 16’’ S – 54º47’16’’ W) and handled by the Sonda/CPTEC-
INPE Project. In a monthly basis, it was verified an increase in the τ500nm values from 0.1
(in months with a relatively clean atmosphere – summer and autumn) to 0.7 (end of winter
and beginning of spring with the atmosphere mildly polluted).
Keywords: aerosols, photometer, atmospheric pollution.
9
SUMÁRIO
Pág. LISTA DE FIGURAS.........................................................................................................10
LISTA DE TABELAS........................................................................................................17
LISTA DE SIGLAS, SÍMBOLOS E ABREVIATURAS...................................................18
1. INTRODUÇÃO.......................................................................................................20
1.1. Aerossóis e as mudanças climáticas.................................................................20
1.2. Objetivo do trabalho ........................................................................................25
2.REVISÃO TEÓRICA ...............................................................................................25
2.1. Meteorologia da região de estudo....................................................................25
2.1.1. Localização e climatologia local...........................................................26
2.1.2. Aspectos gerais da circulação de larga e meso-escala..........................32
2.2. Aerossóis..........................................................................................................35
2.3. Conceitos de transferência radiativa ................................................................42
2.4. EOS – AERONET............................................................................................50
3. TÉCNICAS E MÉTODOS........................................................................................ 52
3.1. Radiometria solar..............................................................................................52
3.3. Radiômetro solar e celeste................................................................................55
3.4. A metodologia de inversão...............................................................................57
3.5. O programa Sonda............................................................................................57
4. RESULTADOS.........................................................................................................60
4.1. Climatologia dos aerossóis em Campo Grande a partir dos dados de
profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm τ500nm...................................60
4.2. Variabilidade temporal de dados de expoente ângstron no par de
comprimentos de onda de 440 e 870nm..................................................................68
4.3. Classificação dos tipos de aerossóis a partir da relação τ500nm e α440-870nm.......77
4.4. Variabilidade diurna da profundidade óptica de aerossóis e do expoente
angstron...................................................................................................................82
4.5. Análise de eventos críticos...............................................................................86
5. CONCLUSÕES.......................................................................................................117
6. ANEXO I.................................................................................................................123
10
7.REFERÊNCIAS………….....…………………………………………………......125
LISTA DE FIGURAS
Figura 1 Incremento da concentração de dióxido de carbono na atmosfera terrestre
durante os dois últimos séculos - Fonte: IPCC, 2007..........................................................21
Figura 2 - Estimativas médias globais da forçante radiativa antropogênica devido às
mudanças de concentração dos gases do efeito estufa e das partículas de aerossóis.
Adaptado de Schimel et al. [1996] apud Yamasoe
[1999]..................................................................................................................................23
Figura 3. Localização da cidade de Campo Grande/MS....................................................26
Figura 4 – A - Distribuição anual das médias mensais de água precipitável na coluna
atmosférica total com os respectivos desvios padrões obtidas a partir do canal de 940nm
do fotômetro CIMEL/AERONET.
B – Climatologia das precipitações. Os valores acima das barras indicam a precipitação
média no mês durante o período climatológico considerado. Fonte: (A) -
AERONET/NASA e (B) - CPTEC-INPE...........................................................................27
Figura 5. – Distribuição mensal dos dias sem chuva a partir de dados de precipitação
coletados em pluviômetro próximo ao fotômetro de Campo Grande/MS -
Cimel/AERONET. Fonte: CPTEC-INPE...........................................................................28
Figura 6. – Distribuição anual das porcentagens diárias de calmarias em A (ventos com
velocidade menor que 0,5m/s) e ventos diários médios medidos a 10metros de altura em
B. Fonte:
SONDA...............................................................................................................................30
Figura 7. Rosa dos ventos sazonais obtidas a partir de dados de direção de ventos a 10
metros abrangendo o período de 2005 a 2009. Fonte:
CPTEC/INPE.......................................................................................................................31
Figura 8. Principais sistemas atmosféricos atuantes na troposfera da América do Sul
durante o inverno: 1) SASH, 2) ZCIT, 3) Região de subsidência de larga escala e 4) FS’s.
Fonte: Aires et. al. 2001 apud Nobre et. al. 1998................................................................32
Figura 9. Campo de ventos a 850 hPa (~2km) e a 250hPa (~10km) sobre a América do
Sul durante A e C – inverno, B e D – verão. Fonte: NCEP/NCAR Reanalysis..................33
Figura 10. Principais fontes e sumidouros de aerossóis, tempo de permanência na
atmosfera e alguns fenômenos influenciados pela presença de aerossóis.
Fonte: Adaptado de Wallace and Hobbs, 1977...................................................................38
12
Figura 11. Descrição dos componentes atmosféricos que afetam a radiação solar na faixa
espectral de 400-2500nm conforme a variação de altitude. As altitudes são referentes a
uma atmosfera de latitudes médias. Fonte: Vermote e Vermeulen (1999).........................39
Figura 12. Variação na concentração de aerossóis núcleos Aitken com a altitude sobre o
Oeste da Alemanha em 05/10/1977. A curva inferior fora obtida por medidas realizadas
em aviões e a curva superior fora obtida através de medidas de balões. Nota-se que o
altura de escala (scale height)** é de 3 km nos primeiros 5 km enquanto acima dos 10 km
o fator de escala passa a 7 km. Fonte: adaptado de Wallace and Hobbs, 1977...................40
Figura 13. – Mecanismos de interação entre a radiação incidente e uma partícula.
Fonte: Adaptado de Liou, 1980...........................................................................................43
Figura 14. – Irradiância solar espectral medida no topo da atmosfera (curva vermelho) e
irradiância solar espectral medida ao nível do mar (curva azul). As linhas tracejadas
indicam a faixa compreendia pelas medições do fotômetro CIMEL/AERONET. Fonte:
Answers (2007) apud Oliveira (2007)................................................................................44
Figura 15. Padrões de espalhamento angular de intensidades de espalhamento de
aerossóis esféricos em três tamanhos iluminados por luz visível de 0,5µm: (a) 10-4 µm, (b)
0,1µm e (c) 1µm. O espalhamento frontal (caso c) é bem maior sendo escalado para efeito
representativo. Fonte: adaptado de Liou (1980).................................................................45
Figura 16. – Configurações possíveis durante as medições de radiação solar à superfície,
em (a) massa óptica igual a 1, ângulo zenital zero – 12:00; (b) massa óptica variável com
ângulos zenitais em períodos matutinos e vespertinos; (c) ilustração de efeito de refração
de quando de ângulos zenitais próximos de 90º e sem considerações de simplificação:
atmosfera heterogênea e não plano-homogenea. Fonte: Oliveira (2008) adaptado de Liou
(1980)..................................................................................................................................47
Figura 17. – Constituintes atmosféricos e impactos na faixas espectrais das bandas
TM/Landsat-5. Os impactos são apresentados em valores percentuais. As setas
ascendentes indicam impacto de aumento nos valores da reflectancia e as descendentes,
impactos de queda nesses valores. Fonte: Vermote e Vermeulen (1999) apud Oliveira
(2008)..................................................................................................................................49
Figura 18. – Fotômetro e equipamentos acessórios: sistema de transmissão, placa
geradora de energia elétrica e caixa armazenando transmissor Vitel, o processador Cimel e
bateriais de emergência. Os equipamentos seguem rotinas de medições de forma
automática e são resistentes à intempéries, podendo ser locados remotamente. Fonte:
AERONET/NASA..............................................................................................................56
13
Figura 19. Anemômetro Davis – Estação Sonda – Campo Grande/MS............................58
Figura 20. Piranometros Kipp & Zonen CM - 11 e sombreador - Estação Sonda – Campo
Grande/MS..........................................................................................................................59
Figura 21. – Distribuição das médias mensais de τ500nm em cidades localizadas na costa
norte da América do Sul, a montante da região com maior intensidade de queimadas
(Suriname, Belterra e Balbina) e a jusante, ao sul da região com maior intensidade de
queimadas na Amazônia (Rio Branco, Alta Floresta, Cuiabá, Santa Cruz, Campo Grande,
São Paulo e Buenos Aires). Verificam-se valores baixos nas três primeiras cidades, um
incremento após passagem pelo sul da Amazônia (Rio Branco, Santa Cruz, Alta Floresta e
Cuiabá) e uma gradual redução em Campo Grande e São Paulo........................................62
Figura 22 – Abrangência temporal dos dados utilizados...................................................64
Figura 23. – Variação anual da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm τ500nm
considerando valores médios mensais. Os números acima das barras indicam o número de
medidas consideradas no cálculo do valor médio mensal da τ500nm...................................65
Figura 24. – Variação anual da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm
τ500nm, número de focos de calor detectados pelo sensor AVHRR a bordo do satélite NOAA
no estado do Mato Grosso do Sul, na região Norte e Centroeste do Brasil, na Bolívia e no
Paraguai. Período de outubro de 2003 e outubro de 2008..................................................66
Figura 25. – Variação dos valores de médias diárias de τ500nm durante outubro de 2003 a
outubro de 2008...................................................................................................................67
Figura 26. – Histograma de freqüências das médias diárias de τ500nm...............................68
Figura 27. – Variação anual das profundidades ópticas espectrais em função dos
comprimentos de onda em diferentes ambientes: Alta Floresta/MT e Campo Grande/MS,
Paranaribo/Suriname e Petrolina/PE...................................................................................69
Figura 28. – Relação entre as médias mensais de profundidades ópticas de aerossóis
espectrais τλ e os comprimentos de onda para a cidade de Campo Grande/MS..................70
Figura 29. – Distribuição dos valores médios mensais do expoente ângstron no par de
comprimentos de onda 440-870nm α440-870nm......................................................................71
Figura 30. – Distribuição dos valores médios mensais do expoente ângstron no par de
comprimentos de onda 440-870nm α440-870nm em Cuiabá e Alta Floresta ambos no estado
de Mato Grosso....................................................................................................................72
Figura 31. – Imagem Terra-Modis RGB processada com indicação de focos de calor em
20/09/2005 as 14:00UTC durante evento crítico de atenuação de radiação em Campo
Grande/MS – τ500nm = 1,27 e α440-870nm = 1,86. Fonte: AERONET/NASA.........................73
14
Figura 32. – Imagem Terra-Modis RGB processada com indicação de focos de calor em
20/09/2005 as 14:00UTC durante evento crítico de atenuação de radiação em Cuiabá/MT
com τ500nm = 2,16 e α440-870nm = 1,83. Fonte: AERONET/NASA........................................73
Figura 33. – Imagem Terra-Modis RGB processada com indicação de focos de calor em
20/09/2005 as 14:10UTC durante evento crítico de atenuação de radiação em Alta
Floresta/MT com τ500nm = 3,36 e α440-870nm = 1,75. Fonte: AERONET/NASA...................74
Figura 34. – Imagem Terra-Modis RGB em 20/09/2005 mostrando a circulação geral
sobre a América do Sul durante evento crítico de atenuação de radiação em Campo
Grande/MS..........................................................................................................................74
Figura 35. – Variações nas profundidades ópticas τ500nm e α440-870nm durante setembro de
2005 em (A) - Campo Grande-MS, (B) - Cuiabá-MT e (C) -Alta Floresta – MT..............75
Figura 36. – Distribuição anual de freqüências do expoente ângstron α440-870nm...............76
Figura 37. – Relação entre o expoente ângstron α440-870nm e a profundidade óptica τ500nm.
Equação ajustada: α440-870nm = 1,65 + 0,004.τ500nm ..............................................................77
Figura 38. – Classificação estabelecida por Kaskaoutis et al. 2007; Ambiente limpo τ500nm
<0,06 e α440-870nm <1,3; Poeira: τ500nm >0,15 e α440-870nm <0,5; Queima de biomassa ou
poluição urbana: τ500nm >0,1 e α440-870nm >1,5......................................................................78
Figura 39. – Classificação estabelecida por Kaskaoutis et al. 2007 aplicada aos regimes
sazonais verificados em Campo Grande-MS......................................................................79
Figura 40. – Variação mensal dos regimes encontrados na atmosfera de Campo Grande-
MS.......................................................................................................................................80
Figura 41. – Variação das médias diárias de água precipitável com a profundidade
óptica...................................................................................................................................81
Figura 42. – Variação horária da profundidade óptica no canal de 500nm por estações. As
porcentagens indicam a variabilidade em relação aos menores valores..............................82
Figura 43. – Variação horária do expoente ângstron no par de comprimento de ondas de
440-870nm por estações. As porcentagens indicam a variabilidade em relação aos menores
valores.................................................................................................................................84
Figura 44. – Variação diária da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm
τ500nm (linha preta), do expoente ângstron no par de comprimentos de onda de 870nm e
440nm α870-440nm (linha verde) e da água precipitável (linha vermelha tracejada) durante o
mês de setembro de 2004. As circunferências pretas indicam traços de precipitações pelo
pluviômetro enquanto a circunferência em vermelho indica precipitação detectável.........87
15
Figura 45. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB com produto
indicativo de focos de calor. A sequência abrange o período de 14/09/04 a 16/09/04
compreendendo o período crítico de atenuação de radiação solar. Fonte:
AERONET/NASA..............................................................................................................88
Figura 46. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB abrangendo
espacialmente a América do Sul indicando a movimentação da pluma de fumaça no
período de 14/09/2004 a 19/09/2004 compreendendo o período crítico de atenuação de
radiação solar. Fonte: NASA-LAADS................................................................................90
Figura 47. – Variação das médias diárias dos parâmetros albedo simples de superfície ω0 –
439nm e das partes real e imaginária do índice de refração no canal de 439nm abrangendo o
período crítico de atenuação de radiação solar....................................................................91
Figura 48. – Variação diária da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm
τ500nm (linha preta), do expoente ângstron α870-440nm (linha verde) e do conteúdo de água
precipitável (linha vermelha pontilhada) durante o mês de outubro de 2004. As
circunferências em vermelho indica precipitação detectável..............................................92
Figura 49. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB com produto
indicativo de focos de calor. A sequência abrange o período de 08/10/2004 a 10/10/2004
compreendendo o período crítico de atenuação de radiação solar. Fonte:
AERONET/NASA..............................................................................................................93
Figura 50. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra abrangendo
espacialmente a América do Sul indicando a movimentação da pluma de fumaça no
período de 08/10/2004 a 10/10/2004 compreendendo o período crítico de atenuação de
radiação solar. Fonte: NASA-LAADS................................................................................94
Figura 51. – Variação diária da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm
τ500nm (linha preta), do expoente ângstron α440-870nm (linha verde) e do conteúdo de água
precipitável (linha vermelha pontilhada) durante o mês de setembro de 2005. As
circunferências pretas indicam traços de precipitações enquanto a circunferência em
vermelho indica precipitação detectável.............................................................................95
Figura 52. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB com produto
indicativo de focos de calor. A sequência abrange o período de 18/09/2005 a 24/09/2005
compreendendo o período crítico de atenuação de radiação solar. Fonte:
AERONET/NASA..............................................................................................................96
Figura 53. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB abrangendo
espacialmente a América do Sul indicando a movimentação da pluma de fumaça no
16
período de 18/09/2005 a 24/09/2005 compreendendo o período crítico de atenuação de
radiação solar. Fonte: NASA-LAADS................................................................................99
Figura 54. – Variação diária da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm
τ500nm (linha preta), do expoente ângstron α440-870nm (linha verde) e do conteúdo de água
precipitável (linha vermelha pontilhada) durante o mês de agosto de 2007. As
circunferências pretas indicam traços de precipitações.....................................................100
Figura 55. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB com produto
indicativo de focos de calor. A sequência abrange o período de 27/08/2007 a 31/08/2007
compreendendo o período crítico de atenuação de radiação solar. Fonte:
AERONET/NASA ...........................................................................................................100
Figura 56. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB abrangendo
espacialmente a América do Sul indicando a movimentação da pluma de fumaça no
período de 27/08/2007 a 31/08/2007 compreendendo o período crítico de atenuação de
radiação solar. Fonte: NASA-LAADS..............................................................................103
Figura 57. – Variação dos parâmetros τ500nm, ventos médios à superfície (10metros),
porcentagem de calmarias (ventos com velocidade menor que 0,5m/s) e razão entre a
radiação global e difusa média diária compreendendo o mês de agosto de 2007.............104
Figura 58. – Variação diária da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm
τ500nm (linha preta), do expoente ângstron α440-870nm (linha verde) e do conteúdo de água
precipitável (linha vermelha pontilhada) durante o mês de setembro de 2007. As
circunferências pretas indicam traços de precipitações enquanto as circunferências
vermelhas indicam precipitações detectáveis....................................................................105
Figura 59. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB com produto
indicativo de focos de calor. A sequência abrange o período de 13/09/2007 a 29/09/2007
compreendendo o período crítico de atenuação de radiação solar. Fonte:
AERONET/NASA............................................................................................................106
Figura 60. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB abrangendo
espacialmente a América do Sul indicando a movimentação da pluma de fumaça no
período de 13/09/2007 a 30/09/2007 compreendendo o período crítico de atenuação de
radiação solar. Fonte: NASA-LAADS..............................................................................111
Figura 61. – Variação dos parâmetros τ500nm, ventos médios à superfície (10metros),
porcentagem de calmarias (ventos com velocidade menor que 0,5m/s) e razão entre a
radiação global e difusa média diária compreendendo o mês de agosto de 2007.............114
17
Figura 62. – Variação das médias diárias dos parâmetros albedo simples de superfície ω0 –
439nm e das partes real e imaginária do índice de refração no canal de 439nm abrangendo o
período crítico de atenuação de radiação solar ocorrido no mês de setembro de 2007.....115
LISTA DE TABELAS
Tabela 1. Síntese das medidas realizadas no período de estudo. .............................................................................................................................................63
Tabela 2. Eventos críticos detectados entre o final de 2003 e começo de 2008.................85
19
LISTA DE SIGLAS, SÍMBOLOS E ABREVIATURAS
IPCC Intergovernmental Panel on Climate Change –
Painel Intergovernamental de Mudanças Climáticas
NASA National Aeronautics and Space Administration
EOS Earth Observation System
AERONET Aerossol Robotic Network
CPTEC/INPE Centro de Previsão de Tempo e Estudos
Climáticos / Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais
LOA-PHOTONS (CNRS) Laboratoire d'Optique Atmosphérique
PHOthométrie pour le Traitement Opérationnel
Opérationnel de Normalisation Satellitaire (Centre
National de la Recherche Scientifique)
GOES Geostationary Operational Environmental Satellites
NCN’s Núcleos de condensação de nuvens
PRONAR Programa nacional de qualidade do ar
SONDA Sistema de Organização Nacional de Dados Ambientais para o
setor de energia
DAS Departament of Atmospheric Science
INMET Instituto Nacional de Meteorologia
CETESB Companhia Ambiental do Estado de São
Paulo
20
MS Mato Grosso do Sul
NCEP/NCAR National Center for Environmental
Prediction/National Center for Atmospheric Research
τλ Profundidade óptica espectral
α Expoente ângstron
RGB Composição das imagens de satélite: vermelho, verde e azul
21
1. Introdução
1.1. Aerossóis e as mudanças climáticas
O entendimento do sistema climático terrestre é de grande interesse científico. A
compreensão crescente das interações entre a atmosfera, os oceanos, a biosfera e a
cobertura do solo está revolucionando as Ciências Geofísicas. Entretanto, atualmente, a
problemática das mudanças climáticas, impõe certa urgência no estabelecimento de
modelagens climáticas (Houghton; Filho; Griggs; Maskell, 1997).
A avaliação das atividades humanas alterando a composição atmosférica e o seu balanço
energético tem urgido o desenvolvimento de modelagens do clima mais precisas
(Houghton; Filho; Griggs; Maskell, 1997).
As atividades humanas contribuem com as mudanças climáticas por promoverem
mudanças na composição da atmosfera terrestre e nas quantidades de gases e partículas. A
maior contribuição vem da queima de combustíveis fósseis ou de biomassa em suas
diversas formas, as quais emitem, de forma genérica e simplificada, o dióxido de carbono,
dentre outras substâncias para a atmosfera (Crutzen; Andreae, 1990; Alves, 1991; Freitas,
2005).
Os chamados gases do efeito estufa (CO2, CO, CH4, N2O, dentre outros) e os aerossóis
afetam o clima por alterarem as intensidades da radiação solar de entrada (grande parte na
faixa do visível) e de saída (maior parte na faixa do infravermelho) que fazem parte do
balanço energético da atmosfera terrestre. Mudanças nas quantidades destes gases e
partículas podem levar ao aquecimento ou resfriamento da atmosfera. Deste o início da era
industrial (em torno de 1750), o efeito das atividades humanas no clima tem sido o de
aquecimento. O impacto humano no clima excede as mudanças tidas como naturais, sejam
as mudanças na atividade solar ou as erupções vulcânicas (IPCC, 2007).
22
Figura 1. Incremento da concentração de dióxido de carbono na atmosfera
terrestre durante os dois últimos séculos
Fonte: IPCC, 2007.
A Figura 1 mostra como a concentração de dióxido de carbono vem aumentando durante
os dois últimos séculos com um incremento maior a partir de 1950. Este aumento
acelerado coincide com várias alterações do clima (elevação do nível do mar, regimes de
chuvas mais intensos e regimes de secas mais severos).
Na forma como o IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change – Painel
Intergovernamental de Mudanças Climáticas) vem avaliando este fenômeno físico global,
aplica-se o conceito de forçante radiativa que é definido como uma alteração artificial ou
natural no balanço radiativo na troposfera, podendo ser negativo quando há o resfriamento
ou positivo quando há o aquecimento da atmosfera.
As forçantes radiativas negativas reduzem a quantidade de radiação (alguns aerossóis ricos
em enxofre refletem grande parte da radiação incidente, proporcionando um balanço
radiativo final negativo). Já as forçantes radiativas positivas aumentam a quantidade de
energia disponível (outros aerossóis possuem alta capacidade de absorção da radiação, os
ricos em carbonos negros, provocando um aumento na temperatura).
Na avaliação das forçantes radiativas, as quantificações das alterações na cobertura do solo
e da composição da atmosfera são muito imprecisas. As estimativas da forçante radiativa
devido às alterações na cobertura do solo vêm sendo melhoradas à medida que as técnicas
de sensoriamento remoto evoluem. Nas alterações na composição atmosférica, os
chamados gases do efeito estufa possuem constância espacial e temporal por apresentarem
tempo de residência elevado na atmosfera e distribuição homogênea, facilitando sua
assimilação nos modelos globais (Liou, 1980).
Os aerossóis, objeto deste trabalho, participam do balanço radiativo da Terra de forma
direta, espalhando e absorvendo a radiação solar incidente na atmosfera afetando assim o
perfil de temperatura da atmosfera, e de forma indireta alterando a formação das nuvens
23
pela sua atuação como núcleo de condensação de nuvens, (Artaxo et al. 2002; Yamasoe et
al 1999). Dentre as espécies de aerossóis, os com maior significância em modelagens
globais são os aerossóis ricos em enxofre, os aerossóis ricos em carbono orgânico
advindos de combustíveis fósseis, os aerossóis ricos em carbonos negros (black carbons),
os aerossóis de queima de biomassa e os aerossóis de poeira. Os parâmetros físicos
utilizados na quantificação das forçantes radiativas dos aerossóis são o albedo de
superfície ω0 (relação entre a radiação refletida e a radiação incidente na superfície das
partículas), a profundidades óptica τ e a função de fase de espalhamento (relação
matemática que expressa o espalhamento da radiação ao atravessar uma partícula), ambos
dependentes dos comprimentos de onda (IPCC, 2007).
Dentre as forçantes radiativas, as concentrações de aerossóis na atmosfera são
consideradas das mais incertas. Contrariamente aos gases do efeito estufa, as partículas
possuem menor tempo de residência na atmosfera e são fortemente influenciados pelas
condições meteorológicas, dificultando sua inserção nos modelos globais. Tais modelos
quando consideram apenas o efeito dos gases, chegam a valores de temperatura mais
elevados que os observados. Isso demonstra que a caracterização das fontes e trajetórias de
partículas na atmosfera pode aumentar a precisão das previsões do aquecimento global.
24
Figura 2 - Estimativas médias globais da forçante radiativa antropogênica devido às
mudanças de concentração dos gases do efeito estufa e das partículas de
aerossóis.
Adaptado de Schimel et al. [1996] apud Yamasoe [1999].
A Figura 2 mostra as incertezas associadas às estimativas das forçantes radiativas dos
constituintes atmosféricos mais relevantes no balanço radiativo da atmosfera terrestre.
Verifica-se que as incertezas associadas aos aerossóis são bastante altas.
Com o objetivo de ampliar o número de locais com monitoramento de partículas na
atmosfera terrestre, a NASA, no âmbito do programa EOS, vêm implementando a
AERONET, uma rede de monitoramento óptico de aerossóis através de fotômetros solares
padronizados e calibrados rotineiramente, instalados em mais de 200 lugares do mundo.
No Brasil existem apenas 9, dentre os quais 5 estão na bacia Amazônica com medidas
regulares desde 1999 (Holben, et al., 1998). As propriedades ópticas medidas pelos
fotômetros solares são utilizadas na avaliação da forçante radiativa devida aos aerossóis.
No Brasil, as bases do programa são operacionalizadas pela Universidade de São Paulo e
pelo Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais.
A quantificação dos vários agentes atenuadores da radiação solar presentes na atmosfera
terrestre é realizada através da Lei exponencial de Beer-Bouguer-Lambert de transferência
25
radiativa que expressa a relação matemática entre o espectro da radiação solar à superfície
e o espectro da radiação no topo da atmosfera considerando a trajetória e a composição da
atmosfera neste trajeto (Souza e Schuch, 2001).
A dependência entre o tamanho das partículas e o comprimento de onda da radiação solar,
permite a determinação do valor da profundidade óptica espectral τλ.
Eventos com altos valores de profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm (τ500nm
> 1,5) resultantes de queima de biomassa são restritos a regiões onde ocorre queima de
biomassa. No entanto, eles são de grande interesse devido à possibilidade de problemas
respiratórios na população e à impactos na visibilidade de aeroportos. (Eck et al. 2003)
além de provocarem alterações significativas no balanço atmosférico (IPCC, 2007).
1.2. Objetivo do trabalho
O presente trabalho objetiva estabelecer uma climatologia de curto prazo das
propriedades radiométricas dos aerossóis e das condições meteorológicas de dispersão na
atmosfera de Campo Grande–MS (20º 27’ 16’’ S – 54º47’16’’ W), cidade localizada no
Planalto de Maracaju em uma região de bioma preponderante do Cerrado e próxima ao
limite com o bioma Pantanal. A região recebe influência da queima de biomassa da região
limítrofe entre o Cerrado Brasileiro e a Bacia Amazônica.
Analisando os eventos críticos ocorridos durante o período de análise através da detecção
de focos de calor, imagens RGB, indicando a movimentação de plumas de fumaças, e de
trajetórias de campos de ventos passados, identificam-se espacialmente as principais
regiões contribuintes de aerossóis.
26
CAPÍTULO 2
REVISÃO TEÓRICA
Neste capítulo, são apresentados alguns temas considerados importantes na
fundamentação teórica desta Dissertação.
Inicialmente, é apresentada uma caracterização dos principais aspectos da meteorologia da
região de estudo (seção 2.1); em seguida é apresentada uma visão geral do papel que os
aerossóis podem desempenhar em alguns fenômenos físicos da atmosfera terrestre, suas
principais fontes e sumidouros e os tempos de residência em função de seus tamanhos, as
principais características e regimes de aerossóis verificados em escala global (seção 2.2).
Em seguida (seção 2.3), faz-se uma exposição de conceitos físicos relacionados à
transferência radiativa na atmosfera e discutem-se os principais parâmetros a serem
utilizados neste trabalho a fim de caracterizar os regimes observados em Campo Grande -
MS. Ao final (seção 2.4), apresenta-se o programa EOS-AERONET.
2.1. Meteorologia da região de estudo:
2.1.1. Localização e climatologia local:
A cidade de Campo Grande – MS (S 20º26’16’’ W 54º32’16’’ – 677 metros de altitude),
localiza-se na região Centro-oeste do Brasil, área ocupada pelo bioma do Cerrado.
Encontra-se a cerca de 1200km ao sul da região sul da Bacia Amazônica e a cerca de
150km a leste do Pantanal, maior planície alagável do mundo. Situa-se no planalto de
Maracaju, divisor de águas entre as bacias hidrográficas do Rio Paraná e o Rio Paraguai e
a cerca de 100km a leste da Cordilheira dos Andes.
27
Figura 3. Localização da cidade de Campo Grande/MS.
Segundo a classificação climática de Köppen-Geiger, o clima da região de Campo Grande
é classificado como tropical, com estação seca. Caracteriza-se por temperaturas elevadas
18ºC a 28ºC, com amplitude térmica de 5ºC a 7ºC e estações bem definidas, uma chuvosa
e outra seca. Apresenta alto índice pluviométrico, em torno de 1500 mm/ano (INMET),
BRASIL
MATO GROSSO DO SUL
CAMPO GRANDE
Estação AERONET/SONDA
Região central de Campo Grande
N
28
com o período chuvoso começando em outubro e estendendo-se até abril e o período seco
correspondendo aos demais meses do ano (Figura 4).
A
JAN FEV MAR ABR MAI JUN JUL AGO SET OUT NOV DEZ --0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
2,5
3,0
3,5
4,0
Águ
a pr
ecip
itáve
l (cm
)
B
JAN FEV MAR ABR MAI JUN JUL AGO SET OUT NOV DEZ0
50
100
150
200
250229
110
130
81
394544
111101
145
187
243
Pre
cipi
taçã
o (m
m)
Período climatológico 1960-1990
Figura 4 – A - Distribuição anual das médias mensais de água precipitável na
coluna atmosférica total com os respectivos desvios padrões obtidas a
partir do canal de 940nm do fotômetro CIMEL/AERONET.
B – Climatologia das precipitações. Os valores acima das barras
indicam a precipitação média no mês durante o período climatológico
considerado.
Fonte: (A) - AERONET/NASA e (B) - CPTEC-INPE
A figura 4-A indica as médias mensais da água precipitável em Campo Grande/MS
avaliadas a partir de dados de radiação direta no canal 940nm do fotômetro
Cimel/AERONET, canal com alta absorção pela água. Este parâmetro é definido por
29
Tucci [1986] como a altura da lâmina de água equivalente à condensação de todo o vapor
de água contido em uma coluna de ar úmido. A figura 4 – B mostra a climatologia das
precipitações em Campo Grande a partir dos dados CPTEC-INPE no período
climatológico de 1960 a 1990.
Relativamente à incidência da radiação solar, a cidade de Campo Grande apresenta a
seguinte distribuição sazonal: Verão: 6,30 a 6,65kWh/m2; Outono: 4,90 a 5,25kWh/m2;
Inverno: 4,20 a 4,55kWh/m2 e Primavera: 5,95 a 6,30kWh/m2 (Fonte: Atlas da radiação
do Brasil – SONDA/CPTEC).
A CETESB – Companhia Ambiental do Estado de São Paulo, no monitoramento da
qualidade do ar no estado de São Paulo, utiliza como parâmetros meteorológicos
característicos de condições desfavoráveis à dispersão de poluentes atmosféricos, o
número de dias sem chuvas, o número de inversões térmicas até 200metros, de 200 a
400metros, de 400 a 600metros e acima de 600metros, a entrada de frentes frias e a
porcentagem de calmarias durante o dia (ventos a 10 metros de altura com intensidade
abaixo de 0,5m/s). Serão utilizados neste trabalho, estes parâmetros meteorológicos
excluindo-se a entrada de frentes frias.
J A N F E V M A R A B R M A I J U N J U L A G O S E T O U T N O V D E Z0
5
1 0
1 5
2 0
2 5
3 0
Dia
s se
m c
huva
2 0 0 3 2 0 0 4 2 0 0 5 2 0 0 6 2 0 0 7
Figura 5. – Distribuição mensal dos dias sem chuva a partir de dados de precipitação
coletados em pluviômetro próximo ao fotômetro de Campo Grande/MS -
Cimel/AERONET. Fonte: CPTEC-INPE
Na Figura 5, verifica-se que no período entre os meses de maio e setembro, o efeito da
limpeza atmosférica através de precipitações é menos significativo aumentando o tempo
de permanência dos aerossóis na atmosfera.
30
A inversão térmica é um fenômeno termodinâmico verificado na atmosfera que dificulta a
dispersão dos poluentes por confinar os mesmos em camadas inferiores inibindo a
ocorrência de células de convecção capazes de dispersar partículas via turbulência. Esse
confinamento pode intensificar a produção de poluentes secundários. O perfil de
temperaturas na atmosfera apresenta queda de temperatura à uma taxa de - 6,5ºC/km até o
topo da troposfera, a cerca de 10km. Ocorre a inversão térmica quando esse perfil se altera
apresentando camadas inferiores mais frias que camadas superiores. Um levantamento
das inversões térmicas é apresentada no Anexo 1, ao final desta Dissertação.
A análise destes dados indicou que no período compreendido entre maio a setembro, há
uma ocorrência maior de inversões térmicas abaixo de 200 metros e entre 200 e 400
metros. Nos outros níveis, entre 400 e 600 metros e acima de 600 metros, não há uma
sazonalidade bem clara.
A ocorrência de calmarias à superfície indica condições favoráveis à permanência de
partículas em suspensão. As porcentagens diárias de calmarias e as velocidades médias
mensais estabelecidas a partir de dados coletados pelo projeto SONDA a cada minuto na
altura de 10 metros estão sintetizados na figura 6 – A e 6 – B, respectivamente. Os dados
coletados e qualificados abrangem o período de 2007 a 2008.
31
A
JAN FEV MAR ABR MAI JUN JUL AGO SET OUT NOV DEZ0
1
2
3
4
5
6
7
% c
alm
aria
s (v
<0,5
m/s
)
2007 2008
B
-- JAN FEV MAR ABR MAI JUN JUL AGO SET OUT NOV DEZ0
1
2
3
4
Ven
tos
méd
ios
a 10
met
ros
(m/s
)
2007 2008
Figura 6. – Distribuição anual das porcentagens diárias de calmarias em A (ventos
com velocidade menor que 0,5m/s) e ventos diários médios medidos a
10metros de altura em B.
Fonte: SONDA.
Relativamente às porcentagens de ocorrência de calmarias diárias e à intensidade dos
ventos à superfície, verifica-se que, entre maio e setembro, ocorrem os menores valores e
os maiores valores, respectivamente. Isto se justifica, pela freqüência maior de entradas de
massas de ar polar promovendo uma variação maior nos gradientes de pressão. Tal fato
reduz o tempo de permanência de partículas na atmosfera, porém aumenta a possibilidade
de queimadas pelo incremento no fluxo de oxigênio.
A distribuição das direções dos ventos a 10 metros de altura é indicada através das rosas
dos ventos sazonais. Nota-se grande variabilidade, tendência distinta à dos ventos a
850hPa (~1800 metros) e a 200hPa (~11000 metros) que, conforme discutido
posteriormente, apresentam direção predominante de norte e nordeste.
32
0
5
10
15
200
30
60
90
120
150
180
210
240
270
300
330
0
5
10
15
20
0
5
10
15
200
30
60
90
120
150
180
210
240
270
300
330
0
5
10
15
20
Inverno Outono
5
10
15
200
30
60
90
120
150
180
210
240
270
300
330
5
10
15
20
0
5
10
15
200
30
60
90
120
150
180
210
240
270
300
330
0
5
10
15
20
Primavera Verão
Figura 7. Rosa dos ventos sazonais obtidas a partir de dados de direção de ventos a 10
metros abrangendo o período de 2005 a 2009.
Fonte: CPTEC/INPE
O fotômetro encontra-se a cerca de 9 km na direção nordeste da região central de Campo
Grande. Portanto, contribuições de aerossóis advindas da queima de combustíveis
veiculares são esperadas quando ocorrem ventos com direção/sentido sudoeste – nordeste
ou oeste - leste. Tal configuração ocorre com maior freqüência na primavera e no verão.
Outro aspecto importante é a presença do macro-anel da cidade (a cerca de 500 metros) e a
estrada vicinal não pavimentada (a cerca de 200 metros), fontes de particulados grossos.
33
2.1.2. Aspectos gerais da circulação de larga e meso-escala:
Segundo Fisch et al. (1998) as principais características do sistema de circulação de larga
escala na baixa troposfera que atuam na América do Sul durante o inverno são: a Zona de
Convergência Intertropical (ZCIT), faixa de baixas pressões da Baixa Equatorial, sobre o
Oceano Atlântico e Pacífico associada às atividades convectivas no Noroeste da América
do Sul (Colômbia e Venezuela) e América Central, os sistemas transientes frontais (FS’s)
associados às frentes frias na América do Sul temperada e subtropical e o Sistema de Alta
Pressão Subtropical do Oceano Atlântico (SASH) ou também denominado Anticiclone do
Atlântico Sul (figura 8).
Ao norte, na faixa equatorial, os ventos alísios são persistentes do nordeste a partir do
Anticiclone Subtropical do Atlântico Norte. Ao Sul, os ventos alísios são persistentes do
sudeste entre a faixa equatorial e o Anticiclone Subtropical do Atlântico Sul, localizado
numa posição média anual próxima de 30ºS e 25ºW (Vianello & Alves, 1991).
Figura 8. Principais sistemas atmosféricos atuantes na troposfera da América
do Sul durante o inverno: 1) SASH, 2) ZCIT, 3) Região de
subsidência de larga escala e 4) FS’s.
Fonte: Aires et. al. 2001 apud Nobre et. al. 1998.
Ao penetrar no continente, as massas de ar do Anticiclone Subtropical do Atlântico Sul,
cinturão de alta pressão de caráter quase permanente e semi-estacionário centrado
34
aproximadamente a 25ºS e 20ºW, desvia nos contrafortes dos Andes, atingindo as latitudes
médias, onde se incorporam aos ventos do oeste e em seguida reorientam-se para o norte
as expensas dos limites físicos que lhe impõe o continente africano através dos montes
Cristais, limitantes a oeste da bacia do Rio Congo (região central do continente africano),
atingindo novamente latitudes mais baixas, o sistema de ventos alísios, [Oliveira, 1981].
A B
C D
Figura 9. Campo de ventos a 850 hPa (~2km) e a 250hPa (~10km) sobre a América do
Sul durante A e C – inverno, B e D – verão.
Fonte: NCEP/NCAR Reanalysis.
Segundo Lima et al. (1996), a circulação atmosférica sobre a América do Sul
modifica-se significativamente da estação de inverno para a de verão, principalmente nos
altos níveis (250hPA), como pode ser visto na Figura 9 acima, comparando-se os padrões
de circulação troposférica climática nessas duas estações, em baixos (850hPA) e em altos
35
níveis (250hPa). Em baixos níveis, o padrão de escoamento não muda significativamente
do verão para o inverno (Figuras 9-B e 9-A). No inverno, observa-se o centro do
Anticiclone Subtropical do Atlântico Sul (SASH) mais próximo do continente sul-
americano intensificando os ventos na costa nordeste do Brasil, e localizado mais à leste
no verão. Nos altos níveis, no inverno (Figura 2.1.C), o padrão de escoamento é zonal,
apresentando uma circulação anticiclônica sobre o noroeste da América do Sul, cujo
centro posiciona-se em aproximadamente 5ºS, e a corrente de jato de oeste está bastante
intensa, com centro de máxima velocidade da ordem de 45m/s, localizado entre 20ºS e
40ºS. As principais características do escoamento em altos níveis no verão (Figura 2.1.D)
são de ter um padrão mais ondulatório e apresentar um forte centro anticiclônico sobre a
Bolívia, conhecido como Alta da Bolívia.
Estudos observacionais sugerem que o desenvolvimento da Alta da Bolívia, no verão,
esteja associado ao forte aquecimento da superfície da Terra sobre o Altiplano Boliviano
durante esta época do ano, aquecendo a coluna troposférica e, consequentemente,
produzindo um aumento da espessura atmosférica sobre o continente neste ponto, gerando,
assim, um anticiclone em altos níveis. Além disso, a convergência de umidade em baixos
níveis provenientes das massas de ar úmidas à norte/nordeste (região Amazônica) e à leste
(Pantanal) reforçariam a convecção e, consequentemente, a liberação de calor latente de
condensação na média e alta troposfera (Fisch et al. 1998), aumentando a precipitação
sobre a região Amazônica e parte central do Brasil e alimentando o anti-ciclone de alta
pressão Alta da Bolívia. Condições opostas ocorrem no inverno, quando essa região de
movimento ascendente sobre a Amazônia no verão migra para o extremo noroeste do
continente Sul-americano, localizando-se sobre a Venezuela e a Colômbia em maio e
junho.
Neste trabalho, o interesse maior está nos jatos de baixa altitude (850hPa) que são
ventos de norte que se estendem ao longo dos Andes a partir do norte do Peru, através do
Brasil até o leste da Bolívia em direção a bacia do Prata. Essas correntes de jato que
atravessam a região de Mato Grosso do Sul – Campo Grande têm importante papel na
modulação das precipitações durante o verão (Fearnside, et al. 2004) e no transporte de
poluentes durante o inverno (Aires et al. 2001).
No verão, a região é dominada pela Baixa do Chaco à superfície e pela Alta da
Bolívia em altos níveis. Esses sistemas acoplados dinamicamente deslocam-se para o norte
durante o inverno. A estação do inverno caracteristicamente seca possui temperaturas mais
amenas em virtude da freqüente invasão das massas de ar frias originárias das áreas
36
extratropicais ao sul. As linhas de instabilidade ocorrem tanto no verão, associadas à
convergência de baixos níveis, quanto no inverno, antecipando-se às penetrações frontais.
(Vianello, 1991).
Durante o verão, a região de Campo Grande recebe os ventos oriundos de sistemas do
norte que se formam basicamente sobre a região Amazônica resultado da convergência
dos ventos alísios de Nordeste. No inverno, ocorre o movimento para o oeste, em direção
ao continente, do Anticiclone Subtropical do Atlântico Sul e o deslocamento para o norte
da Zona de Convergência Intertropical deslocando umidade para áreas remotas ao norte e
noroeste da Amazônia. As células de Hadley com ramos ascendentes/convectivos na
Zona de Convergência Intertropical e ramos descendentes/subsidentes no Brasil Central
configuram uma situação meteorológica de subsidência de larga escala por sobre o
continente Sul-Americano. Essa subsidência se caracteriza como um movimento vertical
descendente de massas de ar superiores que inibem a formação de nuvens. Esses
fenômenos são responsáveis pela escassez de chuvas e pela definição da estação seca no
Brasil Central (Vianello & Alves, 1991).
2.2. Aerossóis:
O conhecimento das concentrações de aerossóis é importante tanto por estes serem mais
facilmente percebidos visualmente e indicarem outros tipos de poluentes atmosféricos
como por serem as partículas o suporte para a retirada de poluentes gasosos através de
processos de conversão gás-particula, coagulação, lavagem por precipitação, dentre outros
(Twomey et al., 1977).
A EPA/USA define material particulado (MP) como uma complexa mistura de partículas
extremamente pequenas e gotas de líquidos com grande variedade de componentes
químicos, incluindo ácidos, substâncias orgânicas, metais e partículas de solo. De acordo
com Hinds [1982] apud Fernandes [2006], o aerossol é definido como o conjunto de
partículas sólidas ou líquidas em suspensão num meio gasoso. Yamasoe [1999] e Twomey
[1977] distinguem aerossol de material particulado, considerando que o termo aerossol
inclui tanto as partículas quanto o gás no qual elas estão imersas. Ainda, Wallace and
Hobbs [1977], acrescentam a velocidade relativa entre as partículas e o meio gasoso,
aerossol é suspensão de matéria sólida ou líquida, a baixas velocidades, em um meio
gasoso.
37
A partir da análise química do material particulado em Cuiabá-MT com atmosfera alterada
por emissões de queimadas, Rebellato [2005] verificou que os principais componentes das
partículas finas são os sulfatos [(SO4)-2], o nitrato [(NO3)
-1], a amônia (NH3), o metano
(CH4), carbonos negros, materiais do solo (óxidos de metais: Al, Si, Ti, Ca, Fe, dentre
outros), metais pesados (Pb, Zn, V, Cu, Ni, Cd, Cr e outros) e os sais do oceano. O termo
carbono negro é um termo genérico aplicado para resíduos de combustão incompleta de
matéria orgânica (Ribeiro, et al. 2008) com alta capacidade de absorção de radiação solar
em comprimentos de onda no vísivel e infra-vermelho próximo (Rosasco et. al.,2009). São
bastante significativos como forçante radiativa positiva.
O IPCC [2007] considera alguns tipos de aerossóis como mais relevantes nas estimativas
das forçantes radiativas pelas suas ocorrências a nível global. São os aerossóis ricos em
enxofre, os aerossóis contendo carbono orgânico, os aerossóis ricos em carbono negro, os
aerossóis originados da queima de biomassa, os aerossóis ricos em nitrogênio e os
aerossóis ricos em minerais de solo e marinhos.
- Aerossóis ricos em enxofre: a principal fonte antropogênica de SO2 é a queima
de combustíveis fosseis (72%) com uma pequena contribuição de queima de biomassa
(2%), as fontes naturais são os fitoplânctons marinhos (19%) e emissões de vulcões (7%).
Relativamente aos parâmetros ópticos, os sulfatos são essencialmente espalhadores no
espectro solar (ω0 = 1), mas com um pequeno grau de absorção no infra-vermelho
próximo. São altamente higroscópicos (Yamasoe et al. 1999);
- Aerossol com carbono orgânico: são complexas misturas de compostos
químicos contendo moléculas orgânicas produzidas na queima de combustíveis fosseis,
bio-combustiveis e de emissões biogênicas naturais. São emitidos diretamente como
partículas primárias ou são formados secundariamente na condensação de gases orgânicos
considerados semi-voláteis ou com baixa volatilidade. São fracamente absorventes em
comprimentos de onda maiores, absorventes no ultravioleta e na faixa do visível. São
menos higroscópicos quando comparados aos aerossóis ricos em enxofre.
- Carbonos negros são aerossóis primários emitidos diretamente das fontes de
processos de combustão incompleta de combustíveis fósseis e de queima de biomassa. São
altamente absorventes da radiação solar no visível e infra-vermelho próximo;
- aerossóis advindos de queima de biomassa: são constituídos de aerossóis ricos
em carbonos orgânicos, carbonos negros e compostos inorgânicos. Os carbonos orgânicos
e os compostos inorgânicos são essencialmente espalhadores enquanto os carbonos negros
são altamente absorvedores. Quanto às propriedades ópticas, o albedo de espalhamento
38
simples ω0 a 0,55µm fica entorno de 0,85 a 0,89 quando medidos próximos às fontes.
Quando envelhecidos pela distância da fonte, apresentam ω0 a 0,55µm em torno de 0,91,
sendo, portanto, menos absorventes. Esse envelhecimento ocorre em um período de 2
horas após a emissão do aerossol (Reid, et al. 1998).
- Aerossóis ricos em nitratos não são absorvedores no espectro do visível e são
determinantes na higrospicidade dos aerossóis;
- Aerossóis grossos e poeira mineral: as principais fontes são as práticas agrícolas
e industriais como a produção de cimento e atividades de mineração em geral;
Relativamente às propriedades ópticas, os aerossóis advindos de poeira possuem albedo de
espalhamento simples ω0 670nm entre 0.9 e 0.99 IPCC [2007].
Além da grande variedade química e a diversidade de fontes, os aerossóis podem ser
encontrados em vários tamanhos. A caracterização pelo tamanho é feita através do
diâmetro aerodinâmico, definido como o diâmetro de uma esfera com densidade unitária
com a mesma velocidade de assentamento. Twomey, 1977 e Liou, 1980 salientam que esta
é uma simplificação bastante distante da realidade observada, devido à grande variedade
de formatos. Segundo Stanley and Manathan [2000], partículas na atmosfera podem variar
de cerca de ½ mm (tamanho de um grão de areia ou de uma gota de nevoa) até dimensões
moleculares e são compostas de uma enorme quantidade de substâncias podendo estar no
estado sólido e líquido. Wallace and Hobbs, 1977, classificam os aerossóis pelo diâmetro
em três classes: núcleos Aitken, aerossóis grandes e aerossóis gigantes. Os aerossóis
denominados núcleos Aitken possuem diâmetros entre 0,003 e 1µm; os aerossóis grandes
variam em tamanho de 1µm a 10µm e os aerossóis gigantes possuem diâmetros acima de
10µm podendo chegar a 100µm. A Figura 10 indica as principais fontes e sumidouros de
aerossóis, o tempo de vida e os efeitos em alguns fenômenos atmosféricos.
39
Figura 10. Principais fontes e sumidouros de aerossóis, tempo de residência na
atmosfera e alguns fenômenos físicos influenciados pela presença de
aerossóis.
Fonte: Adaptado de Wallace and Hobbs, 1977.
Considerando os objetivos desta dissertação, a faixa de aerossóis mais relevante do ponto
de vista das interferências na radiação e na óptica atmosférica compreende, as partículas
com tamanhos entre 0.1 e 1.0 µm – parte núcleos Aitken e parte aerossóis grandes. As
principais fontes são: a combustão, a conversão gás-partícula, cinzas, sais marinhos e
poléns, coagulação de núcleos Aitken e evaporação de gotas de nuvens. Os sumidouros
principais são: limpeza via precipitação, a deposição seca e a captura por partículas de
nuvens. O tempo de residência fica entre horas a dias. As interferências que os aerossóis
provocam no balanço radiativo da Terra são:
1-) diretas, espalhando e absorvendo a radiação solar que chega à atmosfera afetando
o perfil de temperatura (Yamasoe, 1999); e
40
2-) indireta, atuando como núcleo de condensação de nuvens;
Considerando aspectos relativos à saúde pública, os aerossóis são classificados através de
legislações ambientais. No Brasil, a Resolução Conama nº003/900 estabelece o PRONAR
– Programa Nacional de Qualidade do Ar. Nesta Resolução, a classificação das partículas
é estabelecida pela capacidade de retenção nas vias aéreas. Assim, partículas com
diâmetro aerodinâmico menor que 10µm são denominadas partículas inaláveis PM10 e
partículas com diâmetro aerodinâmico maiores que 10µm e menores que 100µm são
denominadas partículas totais em suspensão PTS.
Conforme a Figura 11, os aerossóis predominam próximos à superfície, na camada limite
planetária com cerca de 3 km a 4 km em regiões tropicais (Reid, et al. 1998; Ferreira, et al.
2005). Segundo Matos [2007], a camada limite planetária é a faixa mais próxima da
superfície da Terra com interferências diretas dos processos ou eventos orográficos e
termodinâmicos que ocorrem na superfície. Ocorrem ainda, aerossóis estratosféricos,
transportados por células convectivas de nuvens cumulus nimbus (Vermote e Vermeulen,
1999 apud Oliveira et al. 2008).
Figura 11. Posicionamento dos componentes atmosféricos (aerossóis, gases
majoritários e gases traço) que afetam a radiação solar na faixa espectral
de 400-2500nm conforme a variação de altitude. As altitudes são
referentes a uma atmosfera de latitudes médias.
Fonte: Vermote e Vermeulen (1999).
41
Conforme a Figura 12, as concentrações de aerossóis decrescem rapidamente com a
altura na troposfera; Liou [1980]. Para o caso dos gases presentes na atmosfera, as taxas
de redução das concentrações com a altura são menos pronunciadas (Liou, 1980).
Figura 12. Variação na concentração de aerossóis núcleos Aitken com a altitude
sobre o Oeste da Alemanha em 05/10/1977. A curva inferior fora obtida
por medidas realizadas em aviões e a curva superior fora obtida através
de medidas de balões. Nota-se que o altura de escala (scale height)** é
de 3 km nos primeiros 5 km enquanto acima dos 10 km o altura de
escala passa a 7 km
Fonte: adaptado de Wallace and Hobbs, 1977.
** O conceito de altura de escala refere-se à altitude para a qual a pressão parcial de um gás reduz-se em uma ordem de
e-1, e-2, ... e assim por diante (Goody e Walker, et al. 1975). É mais comumente aplicada aos gases por se referir a
valores de pressões parciais. Aqui, o autor utilizou-se do conceito para concentrações de aerossóis.
42
As concentrações em torno de 107cm-3 indicam ambiente atmosférico extremamente
poluído e concentrações de 10-6 cm-3 indicam um ambiente atmosférico limpo (Wallace
and Hobbs, 1977). Segundo Fernandes [2005] apud Rosenfeld e Woodley, 2001, Kaufman
et al., 2002, o ar limpo possui poucos núcleos de condensação de nuvem NCN (aerossóis
precursores de gotas d’água e granizos), cerca de 100 cm-3 enquanto o ar poluído possui
mais de 1000 cm-3.
Artaxo (2005) reporta, em trabalhos anteriores para a estação seca na região de Rondônia,
valores máximos de concentração de aerossóis (PM10) de até 250 µg/m-3, valores elevados
quando comparados ao limite estabelecido pela Resolução Conama nº003/90: 150µm/m-3.
Em Alta Floresta-MT, Artaxo [1999] verificou médias de 160µg/m-3 com valores diários
de até 600µg/m-3 (apud Yamasoe, 1999). Na região metropolitana de São Paulo fortemente
afetada por fontes industriais e queima incompleta de combustíveis fósseis via transportes,
a CETESB, em seu relatório anual de avaliação da qualidade do ar de 2006, documenta
concentrações instantâneas de PM10 superiores a 150µm/m-3. Carvalho e Jablonski [2000]
verificaram valores de concentração de PTS, em Sapucaia do Sul, próximos de 700µg/m-3
em área influenciada por rodovia federal e uma indústria siderúrgica. A resolução
CONAMA 003/90 fixa como padrão de qualidade do ar primário (concentrações de
poluentes que, ultrapassadas, poderão afetar a saúde da população) para PTS e MP10,
respectivamente, 240µg/m-3 e 150µg/m-3.
Em uma escala global, Kaskaoutis (et al., 2007) documentam os principais regimes de
aerossóis: o regime limpo compreende ambientes tais como ilhas que não possuem grande
áreas continentais e atividades antropogênicas consideráveis; o regime impresso por
tempestades de areia em regiões desérticas; o regime alimentado por queima de biomassa
nativa nas queimadas e ambientes urbanos com contribuições industriais e de queima de
combustíveis. Essa classificação é estabelecida a partir de dados médios diários de
profundidade óptica no canal de 500nm e dados médios diários do expoente ângstron no
par de comprimentos de onda 440 e 870nm.
43
2.3. Conceitos de transferência radiativa
Para a atmosfera terrestre, a principal fonte de energia é a radiação eletromagnética solar
(Liou, 1980). Esta radiação é distribuída em proporções diferentes segundo um critério
espectral (Ponzoni et al., 2007).
Quando um feixe de luz atinge uma partícula, cargas elétricas presentes na partícula são
excitadas. As cargas elétricas excitadas reirradiam energia em todas as direções
(espalhamento) e parte da radiação incidente pode ser convertida em energia térmica ou
interna (absorção).
A quantidade de radiação que cruza uma área de um detector perpendicular à direção de
propagação é sua intensidade, medida em unidades de W.m-2. Representemos aqui a
intensidade de radiação incidente como F0. Assim, a energia espalhada por uma partícula é
proporcional à intensidade incidente:
0.FCF toespalhamentoespalhamen =
Onde Cespalhamento possui unidade de m2, é a seção de espalhamento simples da partícula.
Para a absorção, a energia absorvida é descrita analogamente:
0.FCF absorçãoabsorção =
O princípio da conservação de energia exige que a luz removida do feixe incidente pela
partícula seja a soma das quantidades espalhadas em todas as direções e a quantidade
absorvida pela partícula. O efeito combinado do espalhamento e da absorção é referido
genericamente como extinção, assim:
absorçãotoespalhamenextinção CCC +=
Onde Cextinção tem unidade de área. Na interação da radiação com a partícula, há uma
eficiência de absorção ou espalhamento. Assim, utiliza-se o parâmetro adimensional
eficiência de extinção Qextinção = Cextinção/A, onde A é a seção transversal da partícula:
absorçãotoespalhamenextinção QQQ +=
A razão entre a eficiência de espalhamento e a eficiência de extinção é denominada de
albedo de espalhamento simples:
extinção
toespalhamen
Q
Q=ϖ
A Figura 13 indica os vários fenômenos que podem ocorrer quando a radiação de
comprimento de onda λ interage com uma partícula. Os parâmetros que governam o
espalhamento e a absorção da luz pelas partículas são: 1) – o comprimento de onda λ da
radiação incidente; 2) – o tamanho da partícula expresso usualmente pelo parâmetro de
44
tamanho α = π.Dp / λ – razão entre a circunferência da partícula e o comprimento de onda
da radiação incidente; e 3) - as propriedades ópticas da partícula: o índice de refração: N =
n + i.k; onde a parte real n relaciona-se a componente não absorvente ou espalhadora k e a
parte imaginária representa a componente absorvente.
Figura 13. – Mecanismos de interação entre a radiação incidente e uma
partícula.
Fonte: Adaptado de Liou, 1980.
45
Figura 14. – Irradiância solar espectral medida no topo da atmosfera (curva
vermelho) e irradiância solar espectral medida ao nível do mar
(curva azul). As linhas tracejadas indicam a faixa compreendia
pelas medições do fotômetro CIMEL/AERONET.
Fonte: Answers (2007) apud Oliveira (2007).
A Figura 14 mostra o espectro eletromagnético da radiação solar no topo da atmosfera
(linha vermelha) e na superfície (linha azul). Nota-se como a atenuação ocorre em
comprimentos de onda bem definidos. Assim, o ozônio absorve grande quantidade de
radiação solar no ultravioleta enquanto a água e o dióxido de carbono absorvem mais
fortemente na faixa do infravermelho próximo. As linhas tracejadas indicam o intervalo
coberto pelo fotômetro Cimel/AERONET, aonde a atuação dos aerossóis como agentes
atenuadores é mais pronunciada.
As absorções só ocorrem em comprimentos de onda bem definidos devido à quantização
da energia. Assim, ocorrem alterações rotacionais ou vibracionais na estrutura
molecular/atômica com um déficit no balanço radiativo. Na determinação de agentes
atenuadores a nível molecular, tal como o ozônio, a água, o dióxido de carbono, dentre
outros, as faixas de absorção são utilizadas para suas mensurações. Como exemplo,
utilizando-se do canal centrado no comprimento de onda de 940nm do fotômetro
Cimel/AERONET pode-se quantificar a água precipitável na coluna atmosférica total.
O espalhamento ocorre em todos os comprimentos de onda do espectro eletromagnético
solar. É um processo pelo qual uma partícula na trajetória de uma onda eletromagnética
46
continuamente retira energia da onda incidente e reirradia esta energia em várias direções.
Portanto, partículas podem ser fontes pontuais de energia espalhada. Na atmosfera, as
partículas responsáveis pelo espalhamento podem ser moléculas gasosas (~10-4µm) e
aerossóis (~1µm), gotas de água (~10µm), cristais de gelo (100µm) e grandes gotas de
chuva e partículas de solo (100µm). O efeito do tamanho da partícula no espalhamento é
definido pela razão do diâmetro da partícula pelo comprimento de onda da radiação
incidente: α = 2πr/λ; onde r é o raio da partícula. Se α << 1, o espalhamento é denominado
espalhamento Rayleigh; quando o tamanho da partícula é comparável ao comprimento de
onda da radiação incidente e a radiação eletromagnética é capaz de polarizar a molécula
ou partícula; se α >> 1, o espalhamento é denominado espalhamento Lorenz – Mie. A
Figura 15 abaixo ilustra três padrões de espalhamento.
No espalhamento Rayleigh, a eficiência de espalhamento é inversamente proporcional à
quarta potência do comprimento de onda [Liou, 1980]. Assim, no espalhamento Rayleigh,
a eficiência de espalhamento é bastante sensível quando a interação partícula/radiação
ocorre em comprimentos de onda pequenos.
Figura 15. Padrões de espalhamento angular de aerossóis esféricos em três
tamanhos iluminados por luz visível de 0,5µm: (a) 10-4 µm, (b)
0,1µm e (c) 1µm. O espalhamento frontal (caso c) é bem maior
sendo escalado para efeito representativo.
Fonte: adaptado de Liou (1980).
47
Após a passagem pela atmosfera terrestre, a radiação solar se divide em duas
componentes: a componente direta (correspondendo aos fótons que não sofreram
alterações de direção durante a propagação) e a componente difusa (correspondendo aos
fótons que sofreram alterações de direção durante a propagação). Assim, a componente
difusa, indiretamente, indica o quanto a radiação solar é espalhada em seu percurso
atmosférico.
Consideremos um feixe de radiação eletromagnética com intensidade Iλ que ao atravessar
um meio com espessura ds contendo agentes atenuadores opticamente ativos sofre uma
atenuação em sua intensidade para Iλ - dIλ. Esta atenuação pode ser equacionado como:
dsIdI ... λλλ ρτ−= (1)
Onde ρ é a densidade do agente atenuador e τλ representa a eficiência de extinção para a
radiação de comprimento de onda λ.
Integrando-se a expressão (1), em toda a extensão da atmosfera, temos que:
)..exp().0()(0∫−=s
dsIsI ρτ λλλ (2)
Assumindo uma atmosfera plano-homogênea, de tal forma que τλ seja independente da
trajetória da radiação e fixando o parâmetro u conforme equação abaixo:
∫=s
dsu0
.ρ (3)
O parâmetro u é um parâmetro geométrico e mássico que mensura a trajetória linear da
radiação e a densidade dos atenuadores no meio atravessado. A grandeza τλ é denominada
profundidade óptica e representa a eficiência com que a radiação solar é atenuada.
Também pode ser entendida como a probabilidade da radiação solar incidir em agentes
atenuadores durante sua trajetória,
Integrando a expressão (2) entre o topo da atmosfera e a superfície, podemos escrevê-la da
seguinte forma:
ueIsI .).0()( λτλλ
−= (4)
Essa expressão matemática é denominada lei de Beer-Bouguer-Lambert e indica que o
decréscimo da intensidade da radiação atravessando um meio homogêneo e opticamente
ativo é regido por função exponencial simples com argumento do produto da seção de
extinção ou profundidade óptica e a massa óptica.
A equação 4 pode ser linearizada tomando a forma:
uIsI .))0(ln())(ln( λλλ τ−= (5)
48
Assim, conhecidos os valores da radiação espectral ou da irradiância total à superfície para
determinadas valores da massa óptica u e conhecido os valores da irradiância solar no topo
da atmosfera pode-se chegar aos valores da profundidade óptica τλ.
Cabe estabelecermos uma diferenciação entre dois termos bastante utilizados em trabalhos
relacionados: profundidade óptica e espessura óptica. É prático nos referenciarmos sempre
à situação em que a massa óptica u é igual a 1 (ao meio dia, com o Sol no zênite zero)
[Icbal, 1983 apud Oliveira, 2007]. Assim, o termo espessura óptica expressa a situação
em que a massa óptica é igual a 1 e o termo profundidade óptica expressa as demais
situações. A Figura 16 abaixo ilustra tal situação.
Figura 16. – Configurações possíveis durante as medições de radiação solar à superfície,
em (a) massa óptica igual a 1, ângulo zenital zero – 12:00; (b) massa óptica
variável com ângulos zenitais em períodos matutinos e vespertinos; (c)
ilustração de efeito de refração de quando de ângulos zenitais próximos de
90º e sem considerações de simplificação: atmosfera heterogênea e não
plano-homogenea.
Fonte: Oliveira (2008) adaptado de Liou (1980).
49
Problemas atmosféricos que envolvem valores de radiação solar direta podem ser tratados
pela lei de Beer-Bougher-Lambert da transferência radiativa. A teoria da transferência
radiativa expressa a interação da radiação com a matéria, descrevendo como um feixe de
fótons é afetado pela presença de partículas (átomos, moléculas ou aerossóis) em seu
caminho de propagação. A lei de Beer-Bougher-Lambert é a combinação de duas leis
inicialmente separadas para a atenuação da radiação, a lei de Lambert-Bouguer que
relaciona a quantidade de luz absorvida e a distância que ela viaja através de um meio
homogêneo absorvedor, e a lei de Beer, que relaciona a absorção de luz e a concentração
da substância absorvente no caso do meio ser constituído por uma solução diluída de uma
substância absorvente num solvente não absorvente (Souza e Schuch, 2001). Por isso é
mais correto denominarmos a referida lei de lei de Beer – Bougher – Lambert. Segundo
Iqbal (1983) apud Oliveira (2008), a intensidade da atenuação atmosférica numa
determinada faixa espectral ∆λ é função de duas características principais: (i) dos tipos de
gases e aerossóis que interagem nessa faixa espectral ∆λ; e (ii) da quantidade desses gases
e aerossóis presentes no caminho atmosférico atravessado pela radiação eletromagnética.
Hu et al. (2001) apud Oliveira (2007) assinala que as influências de absorção e
espalhamento por aerossóis e gases são dependentes do λ. (Figura 17). Isso cria a
possibilidade de inferir-se a composição atmosférica utilizando fotômetros solares, com
bandas posicionadas em faixas espectrais específicas.
A ação dos agentes atenuadores é fortemente relacionada ao comprimento de onda da
radiação incidente e o tamanho destes atenuadores (Hu et al 2001).
50
Figura 17. – Constituintes atmosféricos e impactos na faixas espectrais das bandas
TM/Landsat-5. Os impactos são apresentados em valores percentuais.
As setas ascendentes indicam impacto de aumento nos valores da
reflectância e as descendentes, impactos de queda nesses valores.
Fonte: Vermote e Vermeulen (1999) apud Oliveira (2008).
A Figura 17 indica como a ação dos aerossóis na turbidez atmosférica é mais pronunciada
na faixa espectral de 500nm. Os aerossóis refletem, respectivamente, 0,007 a 0,048% e
0,006 a 0,04% da radiação incidente nos canais de 490nm e 550nm. Tal fato justifica a
utilização da profundidade óptica espectral no canal de 500nm nas perfilagens
atmosféricas do sensor MODIS a bordo dos satélites TERRA e AQUA e neste trabalho.
Outro parâmetro a ser utilizado neste trabalho e indiretamente obtido a partir de dados
diretos de profundidade óptica, é o expoente ângstron α referido a um par de
comprimentos de onda. O expoente ângstron α refere-se à variação das profundidades
ópticas com os comprimentos de onda:
)/ln(
)/ln(
21)/(
21
21 λλττ
α λλλλ = (6)
51
Esta relacionada à distribuição de tamanhos e quando determinada a partir do par de
comprimentos de onda de 870 e 440nm com valores acima de 1 indicam população de
aerossóis de moda fina e valores próximos de zero indicam população de aerossóis de
moda grossa (Kaufman, 1993 apud Artaxo, 2002).
2.4. EOS – AERONET
Desde sua criação em 1958, a Nasa vem estudando a Terra e suas mudanças ambientais
através de observações da atmosfera, dos oceanos, da superfície terrestre, do gelo polar e
as relações com o clima e o tempo. Constatando-se que, para alcançar um melhor
entendimento do ambiente global, é necessária uma exploração de como os sistemas
terrestres do ar, superfície, água e vida terrestre interagem um com outro, iniciou-se o
Earth System Science, unindo campos de estudos como a meteorologia, a oceanografia, a
biologia e as ciências atmosféricas. (http://eospso.gsfc.nasa.gov/eos_homepage)
Em 1991, a Nasa lançou o mais completo programa de estudo da Terra como um sistema
ambiental integrado, denominado Earth Science Enterprise - ESE. Utilizando-se de
satélites de observação da Terra, um sistema de processamento de dados avançado e
equipes de cientistas, objetivou-se expandir o entendimento de como os processos naturais
nos afeta e como nós podemos afeta-los. Tais estudos possibilitarão o melhoramento das
previsões de tempo como ferramentas de manejo na agricultura e nas florestas e,
eventualmente, a precisão em predizer as mudanças climáticas.
(http://eospso.gsfc.nasa.gov/eos_homepage)
A primeira fase do programa ESE foi focada no lançamento dos satélites de observação da
Terra e na realização de vários estudos em bases de superfície e em vôo. A segunda fase,
que começou em 1999, lançou os primeiros Earth Observing System satélites, o Terra –
EOS AM e o Aqua – EOS PM contando abordo com o sensor MODIS. O EOS é o
primeiro sistema de observação a oferecer observações de longa duração da superfície
terrestre, da biosfera, da atmosfera e dos oceanos através de um sistema de dados
coletados por uma série coordenada de satélites de baixa inclinação e em órbita polar.
(http://eospso.gsfc.nasa.gov/eos_homepage)
Considerando a importância do sensoriamento remoto dentro deste contexto, melhorias na
forma de aquisição e de processamento das imagens de satélite vêm ocorrendo ao longo do
52
tempo. Dentre os vários aspectos envolvidos, a caracterização da composição atmosférica
ao longo da trajetória da radiação solar incidente e refletida se apresenta bastante
relevante. Oliveira, 2008 comparou dois métodos de caracterização atmosférica em um
modelo de transferência radiativa no processamento de imagens de satélite verificando-se
a variabilidade nos sinais digitais das imagens quando utilizadas formas diferentes de
caracterização atmosférica. Tal trabalho indica o quão significativa é a caracterização
atmosférica mais próxima da realidade.
Além das implicações no sensoriamento remoto, a problemática das mudanças climáticas,
exigindo o estabelecimento de modelagens mais precisas com relação ao balanço radiativo
do sistema Sol-atmosfera-Terra, imprimem a necessidade de informações mais
abrangentes acerca da composição material da atmosfera.
Dentre os elementos constituintes da atmosfera, os gases mais relevantes em termos
quantitativos possuem certa homogeneidade espacial e temporal (Liou, 1980) facilitando a
mensuração de suas implicações no balanço radiativo da atmosfera. Os aerossóis,
partículas sólidas ou líquidas em suspensão num meio gasoso, possuem maior
variabilidade temporal e espacial, dificultando sua consideração nas modelagens
climáticas e em correções de imagens de satélite.
Assim, com o desenvolvimento alcançado através dos satélites EOS, da qualidade
laboratorial atingida e contando com radiômetros espectrais em órbita terrestre, novos
algoritmos, em escala global, vêm sendo implementados com o objetivo de melhorar
correções em imagens de satélite devido ás interferências dos aerossóis. (Holben et
al.1998).
O conhecimento exato da extensão espacial e temporal das concentrações e propriedades
dos aerossóis tem sido uma limitação para a avaliação de suas influências em dados de
sensoriamento remoto (Holben, 1992) e na forçante climática.
Anteriormente a este desenvolvimento, os produtos de imagens semanais dos oceanos do
AVHRR, produziram um banco de dados de 20 anos de instantâneos das concentrações de
aerossóis. Porém, o entendimento da influência dos aerossóis nas mudanças climáticas
exige uma abrangência temporal maior. (Holben,1998).
53
CAPÍTULO 3
TÉCNICAS E MÉTODOS
Neste capítulo, serão descritos os equipamentos utilizados para aquisição dos dados -
o fotometro solar Cimel 318, o piranômetro Kipp & Zonen CM-11 e o anemômetro Davis.
Serão apresentados os protocolos de operação do equipamento, os parâmetros
radiométricos resultantes de modelagens através das medições diretas e os tratamentos
qualitativos aplicados aos dados.
3.1. Radiometria solar
A técnica da fotometria solar fornece informações acerca das propriedades ópticas na
coluna total atmosférica para condições de céu isento de nuvens (Holben, et al. 1998).
Segundo Zullo, et. al 1996., os elementos presentes na atmosfera até 80 km de altura
influenciam na quantização da radiação visível e a presença de aerossóis modifica o
sensoriamento remoto em suas características espectrais e na resolução dos detalhes da
superfície terrestre.
Paralela e concomitantemente ao andamento dos programas da NASA, as técnicas para
medições de partículas atmosféricas através da radiometria de interferência vinham se
desenvolvendo. Volz (1959) introduziu o primeiro instrumento portátil analógico para
medidas de aerossol atmosférico em superfície usando fotometria solar. A tecnologia
mudou substancialmente, porém o método continua o mesmo, um detector seletivo
(filtered sensor) mede a extinção espectral da radiação direta ao longo da trajetória da
radiação na atmosfera de acordo com a lei de Beer-Lambert-Bouguer.
Os valores de irradiância solar direta coletados pelo fotômetro produzem sinais de saída
Vs(λ). Esses sinais podem ser modelados segundo a lei de Beer-Lambert-Bougher,
resultando na equação:
uOHss
espeTDVV.
)()(0)( ...2
τλλλ
−= (I)
54
Onde, Vs(λ) é o sinal de saída produzido pelo fotômetro em resposta à irradiância direta
medida na superfície em uma dada banda espectral; V0(λ) é o coeficiente de calibração da
banda espectral (é diretamente proporcional à radiação incidente no topo da atmosfera);
TH2O(λ) é a transmitância atmosférica do vapor d’água na faixa espectral envolvida (~1 para
as bandas espectrais centradas do fotômetro solar CIMEL, centradas em 1020nm, 870nm,
670nm e 440nm), respectivamente; e τesp. (λ) é a profundidade óptica espectral total
atmosférica devido à atenuação por espalhamento (resultante dos espalhamentos Rayleigh
e de aerossóis) . Observe que tal equação desconsidera os efeitos de absorção por ozônio
O3 (aproximação).
O fator de distancia Sol-Terra (Ds) pode ser calculado pela equação abaixo:
).2(.000077,0).2cos(.000179,0)(.00128,0)cos(.034221,000011,12
xsenxxsenxd
dm ++++=
Com x dado pela expressão abaixo:
−=365
)1.(360 nx onde n é o dia do ano
A massa óptica é calculada através da equação abaixo:
u = sec(θz) ,onde θz é o ângulo zenital no momento da medição.
Conhecidos os valores de Ds e u, e aplicando-se o logaritmo natural na equação I, temos:
( ) uVTD
Vesp
OHs
s .ln.
ln )()(0)(
)(
2
λλλ
λ τ+=
Ao plotar o primeiro termo da equação variando-se a massa óptica u, estabelecemos uma
reta com coeficiente linear eb = V0(λ) e o coeficiente angular igual à profundidade óptica
total. Após a determinação de V0(λ) para cada banda espectral é possível determinar a
profundidade óptica para cada banda espectral, bastando-se substituir os valores de V0(λ)
obtidos para cada banda na equação I.
55
A profundidade óptica referida anteriormente é uma grandeza adimensional que quantifica
a extinção da radiação e pode ser entendida como a resistência à passagem da radiação
pela atmosfera. Durante a ausência de nuvens nas proximidades do disco solar, a radiação
transmitida pode ser determinada como a diferença entre a radiação incidente no topo da
atmosfera (V0λ) e três componentes: a atenuação devido aos aerossóis, a componente sem
aerossol que ocorre em função da dispersão molecular (espalhamento Rayleigh, padrão de
espalhamento anteriormente discutido no capítulo 2) e da absorção gasosa (vapor d’água,
ozônio, oxigênio molecular, dióxido de carbono, etc).
A profundidade óptica total, portanto, refere-se à soma da profundidade óptica devido ao
espalhamento Rayleigh e Mie e do aerossol corrigido pela absorção de gases mais ativos
opticamente na coluna atmosférica (Holben, 1998).
ozoniorayleighaerossoltotal ττττ ++=
Dentro deste contexto, ainda na primeira fase do ESE em 1992, iniciou-se o programa
AERONET – Aerossol Robotic Network – uma rede de monitoramento de aerossóis via
sensoriamento remoto iniciada pela Nasa e pela LOA-Photons (CNRS) e expandida por
colaboradores no mundo todo dentre os quais, no Brasil, estão o INPE/SONDA e o
IAG/USP. O programa disponibiliza um banco de dados contínuo e de longa duração de
propriedades microfísicas e radiométricas de aerossóis para pesquisas relacionadas aos
aerossóis, correções de imagens de satélites e relações com outros bancos de dados
(http://aeronet.gsfc.nasa.gov/new_web/index.html).
O programa utiliza um fotômetro solar eletrônico Cimel 318 para realizar medidas de
radiação direta e difusa em várias direções angulares. A descrição técnica e a operação do
radiômetro Cimel 318 serão apresentadas no item 3.2.
Em 1993, foi realizada a campanha de campo SCAR - Smoke/Sulfates, Clouds and
Radiation iniciando os trabalhos do programa AERONET. A campanha foi dividida em
SCAR-A e SCAR-B. A primeira, conduzida durante o verão de 1993 na região
Leste/USA, auxiliou os cientistas a caracterizar a relação entre partículas contendo enxofre
e as nuvens melhorando o entendimento de como os sulfatos afetam as propriedades
refletivas das nuvens. A segunda realizada durante agosto e setembro de 1995 no Brasil,
estudou os efeitos da queima da biomassa nos processos atmosféricos e ajudou na
56
preparação de novas técnicas de sensoriamento remoto destes processos do espaço. As
campanhas realizaram medições de propriedades ópticas de aerossóis nos entornos do
leste americano e da região da bacia amazônica com os objetivos de:
- avançar no conhecimento de como os processos radiativos, físicos e
químicos na atmosfera são afetados por aerossóis compostos de enxofre e a
fumaça de queima de biomassa;
- melhorar as experiências no sensoriamento remoto de fumaça, vapor de
água, nuvens, vegetação e focos de queimada;
- avaliar os efeitos do desflorestamento e da queima da biomassa em localidades
tropicais.
3.2. Radiômetro solar e celeste
Os dados analisados neste trabalho foram coletados com o auxílio de radiômetros
espectrais solares/celestes, modelo Electronique 318 A, fabricados pela Cimel. A partir de
observações diretas do Sol é possível determinar a profundidade óptica das partículas de
aerossol e a quantidade de vapor de água precipitável presente na coluna atmosférica, em
centímetros. Parâmetros físicos das partículas (tais como distribuição de tamanho, albedo
simples de superfície e a parte real do índice de refração) podem ser derivados a partir de
medidas de radiação difusa (ou celeste) e com o auxílio de modelos de inversão.
O radiômetro possui aproximadamente um campo de visão de 1,2º e dois detectores para
medidas de radiância direta do Sol e de radiância difusa na região da aureóla solar e no
plano principal de trajetória do Sol [Holben et al., 1998]. Os colimadores com 33 cm de
comprimento foram projetados para rejeição de straylight de 10-5, i.e., de luz difusa que é
refletida pelas paredes do instrumento. O colimador do Sol/aureóla é protegido por uma
janela de quartzo que permite observações com um detector de silício enriquecido, com
suficiente relação sinal-ruído para medidas espectrais entre 300 e 1020 nm. O colimador
para observações do céu tem o mesmo campo de visão, mas um sistema de abertura de
lentes uma ordem de magnitude maior, o que permite um intervalo dinâmico melhor para
as radiâncias celestes, menos intensas. O sensor é vedado contra umidade para prevenir
danos aos componentes eletrônicos e filtros de interferência. O radiômetro possui até oito
filtros de interferência: 340, 380, 440, 500, 670, 870, 940 e 1020nm (440, 670, 870, 940 e
1020 nm são padrões) quês estão localizados em um suporte que gira com o auxílio de um
57
motor de passo. As larguras das bandas variam de 2,5 nm para os comprimentos de onda
na região do ultravioleta (340 e 380 nm) e 10 nm para os demais canais (Eck et al., 1998).
Um termistor (do inglês thermistor) mede a temperatura do detector o que permite a
compensação por qualquer dependência com a temperatura do detector de silício. Os
radiômetros são alimentados por painéis solares e possuem sensores de umidade, que
bloqueiam o seu funcionamento em caso de chuva. A figura 18 apresenta uma foto de um
radiômetro e equipamentos acessórios.
Figura 18. – Fotômetro e equipamentos acessórios: sistema de transmissão, placa
geradora de energia elétrica e caixa armazenando transmissor, o processador Cimel e
bateriais de emergência. O detalhe mostra os dois colimadores (radiação direta e radiação
difusa), cabeça do sensor onde os filtros estão locados e os motores zenital e azimutal.
Fonte: AERONET/NASA
A cabeça do sensor gira no sentido dos ângulos zenital e azimutal com o auxílio de
motores de passo com uma precisão de 0,05º. Um microprocessador calcula a posição do
Sol baseado no horário e informações de latitude e longitude, direcionando a cabeça do
sensor a aproximadamente menos de 1º do Sol, após o qual, um detector localiza
precisamente o Sol antes de realizar uma seqüência programada de medidas. Após o
término da medida de rotina, o instrumento retorna à posição de repouso. Um sensor de
umidade cancela qualquer seqüência de medidas em progresso quando exposto à
precipitação.
Detalhe do robô
58
As medidas realizadas são transmitidas automaticamente em intervalos de uma hora
utilizando-se os sistemas de coleta de dados dos satélites geoestacionários GOES e
METEOSAT para uma estação central receptora (ilha de Wallops, VA, EUA para o GOES
e Darmstadt, Alemanha para o METEOSAT). Os dados são transmitidos diariamente das
estações centrais para um servidor localizado na NASA. Atualmente, os dados são
automaticamente transferidos também para a USP e o INPE no dia seguinte ao da coleta.
Os dados da AERONET são apresentados em três formatos: nível 1.0 – dados brutos com
contaminações por nuvens; nível 1.5 – dados filtrados com a retirada de contaminações
por nuvens; e nível 2.0 – com qualidade e precisão verificadas. Neste trabalho foram
utilizados apenas dados nível 2.0.
3.3. A metodologia de inversão
As medidas de radiação difusa realizadas pelo fotômetro Cimel na geometria almuncantar
(ângulo zenital fixo e procede-se um giro de 360º azimutal formando uma auréola em
torno do Sol) nos comprimentos de onda de 440, 675, 870 e 1020nm em conjunto com as
medições solares diretas nos mesmos comprimentos de onda são usadas para estimar-se
propriedades micro-físicas e ópticas da população de aerossóis atravessada tais como a
distribuição de tamanhos e os índices de refração. Usando estas informações microfísicas,
o albedo de superfície simples é determinado. Tal modelagem foi estabelecida por
Dubovik and King [2000].
Nesta modelagem o formato das partículas é particionado em duas componentes: esféricas
e não esféricas. A componente esférica é modelada como um ensemble homogêneo de
esferas polidispersas, enquanto a componente não esférica é modelada como uma mistura
de esferóides polidispersos randomicamente orientados com uma razão de distribuição
fixa.
As medidas de radiação difusa no almuncantar são feitas nas massas ópticas de 4, 3, 2 e
1.7 na manhã e na tarde, e uma vez por hora no intervalo restante.
3.4. O programa Sonda
A rede SONDA (Sistema de Organização Nacional de Dados Ambientais para o setor de
energia), é um projeto desenvolvido e coordenado pelo Centro de Previsão de Tempo e
Estudos Climáticos do Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (CPTEC-INPE) para
59
implementação de uma rede de coleta de dados ambientais destinada a levantar e melhorar
a base de dados sobre os recursos de energia solar e eólica no Brasil. (Chagas et al. 2004)
O programa de controle de qualidade é composto de quatro procedimentos seqüenciados
em função do grau de complexidade, isto é, o procedimento menos complexo é executado
antes do mais complexo. Os procedimentos tem como objetivo avaliar: 1) se o dado
coletado é ‘’fisicamente possível’’, 2) se o dado coletado é ‘’extremamente raro’’, 3) se há
consistência entre os dados coletados por vários sensores, e 4) resultados de ‘’comparação
com modelos’’. (Chagas et al. 2004)
Neste trabalho foram utilizados dados de radiação global, radiação difusa e de velocidade
de ventos coletados no âmbito do programa. Tanto os dados anemométricos como os
dados radiométricos utilizados neste trabalho foram aprovados em todos os protocolos de
qualificação do programa SONDA.
Dados Anemométricos:
Os dados de velocidade e direção dos ventos à 10 metros da superfície foram coletados no
âmbito do programa SONDA através de anemômetro Davis (Figura 19), cujo console
calcula uma média de 10 minutos da velocidade e a direção predominante em 10 minutos.
Para a velocidade dos ventos o equipamento tem uma resolução de 0,5m/s, um alcance de
79m/s e uma precisão de 1m/s. Para a direção dos ventos a resolução é de 1 grau, com
alcance de 0 a 360º e uma precisão nominal de 7º.
Figura 19. Anemômetro Davis – Estação Sonda – Campo Grande/MS.
Dados Radiométricos:
Os dados de radiação global e radiação foram coletados no âmbito do programa SONDA
através de dois piranômetros Kipp & Zonen CM – 11 (Figura 20), sendo que um conta
com um anel sombreador para medição apenas da componente difusa da radiação. As
60
medições estão disponibilizadas de minuto em minuto. O piranômetro CM – 11 tem uma
abrangência espectral entre 305 e 2800nm, uma sensibilidade de 4 a 6 µV/W/m2,
sensibilidade a variações de temperatura de ± 1% para -10ºC a 40ºC e tempo de resposta
de 15 segundos.
Figura 20. Piranometros Kipp & Zonen CM - 11 e sombreador - Estação
Sonda – Campo Grande/MS.
61
CAPÍTULO 4
RESULTADOS
Neste capítulo são apresentados os principais resultados obtidos. Inicialmente (seção 4.1)
é apresentada uma caracterização da variação temporal dos dados de profundidade óptica
de aerossóis no canal de 500nm e a correlação com o número de focos de calor em regiões
fonte. Em seguida, na seção 4.2. é apresentada a variabilidade temporal dos dados do
expoente ângstron no par de comprimentos de onda de 440 e 870nm e algumas análises
comparativas com atmosferas mais proximamente afetadas pela queima de biomassa ao
sul da Bacia Amazônica em Alta Floresta-MT e Cuiabá-MT. Em seguida (seção 4.3), os
regimes verificados na atmosfera de Campo Grande são classificados a partir de
metodologia baseada nos valores de τ500nm e α440-870nm. Na seção 4.4. são apresentados
resultados relativos à variabilidade diária dos dados de profundidade óptica e do expoente
ângstron. Ao final, na seção 4.5, são analisados os eventos críticos de atenuação de
radiação, com valores de τ500nm maiores que 1,0 a partir dos parâmetros meteorológicos
favoráveis ao incremento no tempo de residência na atmosfera, produtos de trajetórias
anteriores de massas de ar e imagens de satélite.
4.1. Climatologia dos aerossóis em Campo Grande a partir dos dados de
profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm τ500nm
A variação das propriedades radiométricas do aerossol presente nos regimes verificados na
atmosfera de Campo Grande – MS é fortemente influenciada pela queima de biomassa
utilizada regionalmente como ferramenta de manejo em regiões fonte tais como o entorno
do Cerrado no próprio estado de Mato Grosso do Sul, a região do Pantanal, as regiões
fronteiriças com o Paraguai e a Bolívia e a região denominada arco do fogo, abrangendo o
norte do Mato Grosso e o estado de Rondônia, sul e sudeste do Pará e sul do Amazonas. A
queima de biomassa é utilizada como ferramenta de manejo para a mobilização de
nutrientes, o controle de pragas, a alteração de culturas e a abertura de novas áreas
(Crutzen et al. 1990).
A prática da queima da biomassa é relacionada às condições meteorológicas verificadas no
Brasil Central durante a segunda metade do inverno e a primeira metade da primavera.
Grande número de dias sem precipitação e umidade relativa bastante baixa são fatores
62
meteorológicos que contribuem para a sazonalidade da queima da biomassa (Ferreira et al.
2005).
O padrão climático de circulação de ventos sobre o continente sul-americano durante o
inverno e primavera, período em que ocorrem os principais eventos de atenuação de
radiação solar pela presença de contaminantes advindos de queima de biomassa,
estabelece um corredor de transporte de poluentes que pode ser verificado através das
estações AERONET operantes na América do Sul (Aires et. al. 2001).
A figura 21 mostra a distribuição temporal dos dados de τ500nm em localidades ao norte da
América do Sul (Belterra-PA, Paranaribo-Suriname e Balbina-AM) e ao sul da Bacia
Amazônica (Rio Branco-AC, Alta Floresta-AM, Cuiabá-MT, Santa Cruz – Bolívia, Campo
Grande-MS, São Paulo-SP e Buenos Aires - Argentina).
63
fev/94mai/95
ago/96nov/97
fev/99mai/00
ago/01nov/02
fev/04mai/05
ago/06nov/07
0,00,51,01,5
Paranaribo
0,00,51,01,5
Belterra
0,00,51,01,5
Balbina
0,00,51,01,5
Rio Branco
0,00,51,01,5
Alta Floresta
0,00,51,01,5
Cuiabá
0,00,51,01,5
Santa Cruz
0,00,51,01,5
Campo Grande
0,00,51,01,5
São Paulo
0,00,51,01,5
Buenos Aires
Figura 21. – Distribuição das médias mensais de τ500nm em cidades localizadas na costa
norte da América do Sul, a montante da região com maior intensidade de
queimadas (Suriname, Belterra e Balbina) e a jusante, ao sul da região com
maior intensidade de queimadas na Amazônia (Rio Branco, Alta Floresta,
Cuiabá, Santa Cruz, Campo Grande, São Paulo e Buenos Aires). Verificam-se
valores baixos nas três primeiras cidades, um incremento após passagem pelo
sul da Amazônia (Rio Branco, Santa Cruz, Alta Floresta e Cuiabá) e uma
gradual redução em Campo Grande e São Paulo.
64
Na tabela 1 estão indicados os valores mínimos, médios e máximos dos parâmetros
profundidade óptica nos canais de 500nm τ500nm e 340nm τ340nm, expoente ângstron no par
de comprimentos de onda de 440 e 870nm α440-870nm, as partes real n439nm e imaginária
k439nm do índice de refração no canal de 439nm no período de análise.
Tabela 1. Síntese das medidas realizadas no período de estudo.
Fonte dos dados: AERONET/NASA-Sonda.
Número de medidas τ médias diárias (855)
mínimo
máximo
médio
(level 2.0 – Campo Grande/MS)
τ500nm 0,02 3,25 0,17
τ340nm 0,02 4,14 0,28
α440-870nm 0,16 1,33 1,95
Número de medidas (n, k – 439nm) - 50
n439nm 1,34 1,56 1,45
k439nm 0,006 0,022 0,012
65
Os dados analisados estão distribuídos entre outubro de 2003 até outubro de 2008
conforme Figura 22.
2003
-DE
C
2004
-DE
C
2005
-DE
C
2006
-DE
C
2007
-DE
C
2008
-DE
C
2009
-DE
C
2010
-DE
C
0 , 0
0 , 2
0 , 4
0 , 6
0 , 8
1 , 0
1 , 2
1 , 4
Méd
ia m
ensa
l da
prof
undi
dade
ópt
ica
(500
nm)
Figura 22 – Abrangência temporal dos dados utilizados.
Os valores mais altos de τ500nm começam a se elevar a partir de agosto (final do inverno)
estendendo-se até novembro (final da primavera) dependendo da ocorrência ou não de
precipitações, no início da época das chuvas (Figura 22), durante a estação seca.
A estação seca que se estende de maio a setembro, é o período em que o número de focos
de queimadas aumenta significativamente na região e em seu entorno e, em conseqüência,
a transparência da atmosfera local é alterada.
Condições características de ambiente limpo predominam nos meses restantes.
66
Figura 23. – Variação anual da profundidade óptica de aerossóis no canal de
500nm τ500nm considerando valores médios mensais. Os números
acima das barras indicam o número de medidas consideradas no
cálculo do valor médio mensal da τ500nm.
Verifica-se que os desvios padrões são bastante elevados devido aos eventos críticos com
altos valores de τ500nm ocorrerem quase concomitantemente com valores baixos de τ500nm.
Como exemplo, durante um dos eventos críticos analisados, o mês de setembro de 2004
começou com valores de τ500nm em torno de 0,2 e após o dia 15, com a advecção de
aerossóis, os valores saltaram a 1,5 se estendo tal regime até o final do mês. Outra
informação dada pela Figura 23 é a diferença entre o número de medidas, em maior
número nos meses de inverno e primavera e em menor número no restante do ano. Tal fato
se verifica pela menor cobertura de nuvens no primeiro período. A não formação de
nuvens se deve à relativa estabilidade atmosférica na região (pressões mais elevadas
devido a entradas mais freqüentes de ar frio pelo sul polar) e a pouca quantidade de água
precipitável na coluna atmosférica (a influência marítima se reduz tendo em vista a entrada
do Anti Ciclone do Atlântico Sul no continente).
A Figura 23 representando a variação mensal dos valores de τ500nm, mostra claramente que
os picos de eventos críticos de atenuação de radiação via aerossóis relacionados à queima
intensiva de biomassa ocorrem nos meses de agosto e setembro (valores de τ500nm médios
mensais entre 0,2 a 1,0), enquanto condições de background (valores de τ500nm médios
mensais entre 0,05 e 0,1) ocorrem nos meses restantes a partir de dezembro.
J A N F E V M A R A B R M A I J U N J U L A G O S E T O U T N O V D E Z - -
0 , 0
0 , 5
1 , 0
1 , 5
2 , 0
2 , 5n = 7 8 3
7 98 3
6 7
8 3
7 5
8 37 36 75 06 36 86 5
Méd
ias
men
sais
da
prof
undi
dade
ópt
ica
(500
nm)
67
Ferreira (2005) verificou a forte correlação entre o número de focos de calor medidos pelo
sensor MODIS/TERRA e a profundidade óptica total global obtida a partir da aplicação do
método de Langley em dados piranométricos de irradiância solar global coletados em
período anterior a este trabalho em Campo Grande/MS. A partir de dados de detecção de
focos de calor pelo sensor AVHRR e os dados de profundidade óptica da rede AERONET,
verificou-se a mesma correlação considerando algumas regiões fonte e a profundidade
óptica de aerossóis τ500nm (Figura 24).
s s s s s
0,00,20,40,60,81,0
τ 500n
m
0
10000
20000
30000 Núm ero de focos de calor no MS
0
10000
20000
30000 Núm ero de focosde ca lor na região Norte
0
10000
20000
30000 Núm ero de focosde calor na reg ião Centroeste
0
10000
20000
30000Núm ero de focos de calor na Bo lív ia
0
10000
20000
30000 Núm ero de focos de calor no Paraguai
Figura 24. – Variação anual da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm τ500nm,
número de focos de calor detectados pelo sensor AVHRR a bordo do satélite
NOAA no estado do Mato Grosso do Sul, na região Norte e Centroeste do
Brasil, na região fronteiriça com a Bolívia e na região fronteiriça com o
Paraguai. Período de outubro de 2003 e outubro de 2008.
A partir de uma análise de correlação matemática determinando-se o coeficiente de
correlação R entre o número de focos de queimadas no Mato Grosso do Sul, região Norte
e Centroeste do Brasil, Bolívia e Paraguai e os valores de τ500nm em Campo Grande/MS,
verificou-se, respectivamente, os seguintes valores de R: 0,79, 0,79, 0,63, 0,89 e 0,85. A
análise física, a partir das imagens de satélite em eventos críticos de atenuação de radiação
mais a frente, confirmam tal correlação. Assim, em ordem de significância, os maiores
contribuintes de aerossóis para a atmosfera de Campo Grande/MS são a Bolívia, o
68
Paraguai, o próprio estado do Mato Grosso do Sul, a região Norte do Brasil e, por último,
a região Centroeste do Brasil.
Durante os cinco meses da estação seca (maio a setembro), ocorrem apenas 22% da
precipitação média total anual (~1500mm) - Fonte: CPTEC/INPE. As taxas de variações
de τ500nm em outubro-novembro, com o início das precipitações (lavagem da atmosfera e
redução da queima de biomassa), variam de ano a ano durante o período de análise (Figura
25). Por exemplo, o valor médio mensal em outubro de τ500nm em 2007 é o dobro do
observado para 2004.
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
JAN
JAN
20082007 JAN
2006200520042003 JAN
JAN
Méd
ias
diár
ias
prof
undi
dade
ópt
ica
(500
nm)
Figura 25. – Variação dos valores de médias diárias de τ500nm durante outubro de 2003 a
outubro de 2008.
A variabilidade diária dos valores de τ500nm é bastante expressiva (Figura 25). Como
exemplo, temos durante o mês de setembro de 2004 ocorrências de valores entre 0,1 a 2.
Tal fato é resultado variabilidade do aporte de aerossóis via massas de ar de regiões com
grande intensidade de queima de biomassa e em outros dias com massas de ar advindas de
regiões com pouca contribuição. Ocorre grande variabilidade nas trajetórias de massas de
ar.
Os valores médios de τ500nm para os meses de não queima de biomassa (junho, dezembro e
janeiro) são bastante baixos, sugerindo condições de ambiente limpo – τ500nm ~ 0,15. O
69
histograma abaixo (Figura 26) possui pico de freqüência ocorrendo em 0,15 e uma
porcentagem de ocorrência de 7% de eventos críticos, com valores de τ500nm acima de 1.
Figura 26. – Histograma de freqüências das médias diárias de τ500nm.
4.2. Variabilidade temporal de dados de expoente ângstron no par de comprimentos
de onda de 440 e 870nm
A relação das profundidades ópticas espectrais τλ com o comprimento de onda fornece
indícios a respeito da distribuição de tamanhos dos aerossóis (Artaxo et al., 2002). Esta
relação é expressa pelo parâmetro indireto expoente ângstron α, sempre referido a um par
de comprimentos de onda. Assim, temos curvas tais como as representadas pelas
atmosferas da Figura 27 - A. Em oposição, quando na população de aerossóis atravessada
pela radiação predominam aerossóis grossos (diâmetro médio acima de 1µm), a
profundidade óptica devido ao espalhamento não varia tão significativamente com a
redução do comprimento de onda, predominando o espalhamento Mie.
A título ilustrativo, as Figuras 27 A e B mostram dois ambientes com atmosferas alteradas
de formas diferentes:
0
10
20
30
40n = 858
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1,0
Fre
quên
cia
de o
corr
ênci
a %
P ro fundidade óptica (500nm )
70
300 400 500 600 700 800 900 1000 11000,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6τ λ
comprimento de onda (λ)
Alta Floresta - MT α440-870nm
=1,34 Campo Grande - MS α
440-870nm=1,26
300 400 500 600 700 800 900 1000 1100
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
τ λ
comprimento de onda (λ)
Paranaribo α440-870nm
=0,54 Petrolina α
440-870nm=0,89
A B
Figura 27. – Variação anual das profundidades ópticas espectrais em função dos
comprimentos de onda em diferentes ambientes: A - Alta Floresta/MT e
Campo Grande/MS; B - Paranaribo/Suriname e Petrolina/PE.
Em Alta Floresta-MT e Campo Grande-MS, temos ambientes atmosféricos afetados por
aerossóis de moda fina. A variação da profundidade óptica nos comprimentos de onda
menores (a partir de 500nm) é mais significativa. Neste intervalo o efeito do espalhamento
Rayleigh, com eficiência inversamente proporcional à quarta potência do comprimento de
onda [Liou, 1980], é mais sensível à redução dos comprimentos de onda. O expoente
ângstron α440-870nm é maior que 1 (1,26 e 1,34, respectivamente). No segundo caso, temos
ambientes atmosféricos afetados por aerossóis mais grossos (Petrolina localiza-se em
ambiente desértico com bioma de Caatinga e Paranaribo possui atmosfera fortemente
influenciada por aerossol marinho). Verifica-se que as taxas de variação das profundidades
ópticas espectrais com os comprimentos de onda são menores indicando espalhamento
predominantemente Mie. Para aerossóis mais grossos, a eficiência de espalhamento é
proporcional a λ-α com α variando entre 1 e 2 (Kaufman et al, 1993 apud Artaxo et al.
2002). Assim, a redução nos valores das profundidades ópticas τ com a redução dos
comprimentos de onda λ são menores.
71
300 400 500 600 700 800 900 1000 11000,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
τ λ
comprimentos de onda (λ)
Jan α=1,16 Fev α=1,30 Mar α=1,37 Abr α=1,31 Mai α=1,23 Jun α=1,17 Jul α=1,26 Ago α=1,33 Set α=1,57Out α=1,58Nov α=1,39Dez α=1,35
Figura 28. – Relação entre as médias mensais de profundidades ópticas de
aerossóis espectrais τλ e os comprimentos de onda para a cidade
de Campo Grande/MS.
A variabilidade das profundidades espectrais com o comprimento de onda em uma base
mensal para a atmosfera de Campo Grande é apresentada na figura 28. Ocorrem várias
distribuições de tamanhos das partículas de aerossol em Campo Grande, como indicado
pela grande variação anual do expoente ângstron α440-870nm. Os meses de agosto, setembro
e outubro são típicos de atmosferas contaminadas com partículas finas.
72
Figura 29. – Distribuição dos valores médios mensais do expoente ângstron
no par de comprimentos de onda 440-870nm α440-870nm.
A distribuição de tamanhos das partículas de aerossol tem uma variação sazonal durante o
ano não muito significativa quando comparada a ambientes atmosféricos influenciados
mais proximamente por queima de biomassa como Cuiabá-MT e Alta Floresta-MT. No
entanto, nota-se um pequeno acréscimo nos valores durante os meses de setembro e
outubro indicando a diminuição do raio médio dos aerossóis neste período. Quando
comparamos esta distribuição com ambientes mais afetados pelo aporte de aerossóis tais
como a cidade de Alta Floresta/MT e Cuiabá/MT, notamos uma variação mais
pronunciada nas médias mensais de α440-870nm durante os meses críticos (agosto e
setembro). A Figura 29 mostra variações maiores entre os meses de janeiro e setembro.
Em Cuiabá/MT e Alta Floresta/MT as variações são de 1,8 para 1,0 enquanto em Campo
Grande/MS a variação é de 1,2 para 1,6. Considerando a maior proximidade das cidades
de Cuiabá com as fontes de aerossóis, podemos considerar que as partículas chegam ao
raio de ação dos fotômetros num intervalo pequeno para que tivessem sofrido crescimento.
JAN F EV MAR ABR MAI JUN JUL AGO SET OU T NO V DEZ --0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
Par
âmet
ro â
ngst
ron
(440
-870
nm)
73
JAN FEV MAR ABR MAI JUN JUL AGO SET OUT NOV DEZ --0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
Par
âmet
ro A
ngst
ron
(440
-870
nm)
JAN FEV MAR ABR MAI JUN JUL AGO SET OUT NOV DEZ --0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
Par
âmet
ro A
ngst
ron
(440
-870
nm)
Cuiabá – MT Alta Floresta - MT
Figura 30. – Distribuição dos valores médios mensais do expoente ângstron no par de
comprimentos de onda 440-870nm α440-870nm em Cuiabá e Alta Floresta ambos
no estado de Mato Grosso.
Reid et al. 1998, através de experimentos realizados no sul da Amazônia, estudou o
crescimento das partículas de aerossóis em ambientes afetados diretamente por queima de
biomassa através de processos de coagulação e conversão gás-partícula. Aerossóis mais
envelhecidos possuem raios médios maiores e esse crescimento é mais intenso quanto
maior o número de partículas no ambiente e as taxas de crescimento estão em torno de 20
a 40% para um período de 2 a 4 dias..
O aerossol advectado para Campo Grande possui uma vida média na atmosfera maior
quando comparado aos regimes de Alta Floresta e Cuiabá, como indicam as Figuras 31 a
33.
74
Figura 31. – Imagem Terra-Modis RGB processada com indicação de focos de calor em
20/09/2005 as 14:00UTC durante evento crítico de atenuação de radiação em
Campo Grande/MS – τ500nm = 1,27 e α440-870nm = 1,86.
Fonte: AERONET/NASA
A Figura 31 indica uma distância aproximada entre as fontes de aerossóis (focos de
queimada) de 150km (região sudoeste da Bolívia). Tal distância, através da verificação em
trajetórias anteriores de massas de ar (back trajetories/AERONET), é percorrida em,
aproximadamente 1 ou 2 dias (1,74m/s a 0,86m/s). Nas Figuras 32 e 33, verifica-se que as
fontes de contribuições em Cuiabá-MT e Alta Floresta-MT são mais próximas.
Figura 32. – Imagem Terra-Modis RGB processada com indicação de focos de calor em
20/09/2005 as 14:00UTC durante evento crítico de atenuação de radiação em
Cuiabá/MT com τ500nm = 2,16 e α440-870nm = 1,83.
Fonte: AERONET/NASA
75
Figura 33. – Imagem Terra-Modis RGB processada com indicação de focos de calor em
20/09/2005 as 14:10UTC durante evento crítico de atenuação de radiação em
Alta Floresta/MT com τ500nm = 3,36 e α440-870nm = 1,75.
Fonte: AERONET/NASA
Figura 34. – Imagem Terra-Modis RGB em 20/09/2005 mostrando a circulação geral
sobre a América do Sul durante evento crítico de atenuação de radiação em
Campo Grande/MS.
A Figura 34 mostra a abrangência da pluma de fumaça pro sobre a América do Sul durante
os eventos comparados nas Figuras 31, 32 e 33. A Figura 35 mostra o evento acima
(figuras 31, 32, 33 e 34) a partir das variações da profundidade óptica τ500nm e do expoente
ângstron α440-870nm.
76
0 4 /09 /2
0 0 5
0 9 /09 /2
0 0 5
1 4 /9/2
0 0 5
1 9 /9/2
0 0 5
2 4 /09 /2
0 0 5
2 9 /9/2
0 0 5
0 , 00 , 51 , 01 , 52 , 02 , 53 , 03 , 54 , 0
C a m p o G r a n d e 0 9 / 2 0 0 5 τ5 0 0 n m
α4 4 0 - 8 7 0 n m
τ 500n
m α
440-
870n
m
A
0 4 /09 /2
0 0 5
0 9 /09 /2
0 0 5
1 4 /9/ 2
0 0 5
1 9 /9/ 2
0 0 5
2 4 /09 /2
0 0 5
2 9 /9/ 2
0 0 5
0 , 0
0 , 5
1 , 0
1 , 5
2 , 0
2 , 5
3 , 0
3 , 5
4 , 0
4 , 5
5 , 0 C u i a b á 0 9 / 2 0 0 5
τ 500n
m α
440-
870n
m
τ5 0 0 n m
α4 4 0 - 8 7 0 n m
B
0 4 /09 /2
0 0 5
0 9 /09 /2
0 0 5
1 4 / 9/ 2
0 0 5
1 9 /9/ 2
0 0 5
2 4 /09 /2
0 0 5
2 9 /9/ 2
0 0 5
0 , 0
0 , 5
1 , 0
1 , 5
2 , 0
2 , 5
3 , 0
3 , 5
4 , 0
A l t a F l o r e s t a 0 9 / 2 0 0 5
τ 500n
m α
440-
870n
m
τ5 0 0 n m
α4 4 0 - 8 7 0 n m
C
Figura 35. – Variações nas profundidades ópticas τ500nm e α440-870nm durante setembro de
2005 em (A) - Campo Grande-MS, (B) - Cuiabá-MT e (C) -Alta Floresta –
MT.
Verifica-se que os valores do expoente ângstron em Campo Grande-MS são pouco
menores que em Cuiabá-MT e Alta Floresta-MT. Enquanto os valores de α440-870nm em
Campo Grande durante o evento crítico está entorno de 1,75, em Cuiabá e Alta Floreta, os
valores de α440-870nm estão em 1,9 .
77
0
5
10
15
20
25
n = 858
2,9
2,3
1,9
1,5
1,1
0,9
0,5
0,1
Fre
quên
cia
de o
corr
ênci
a %
Parâmetro Angstron 440-870nm
Figura 36. – Distribuição anual de freqüências do expoente ângstron α440-870nm.
A Figura 36 indica que 70% das ocorrências de valores de α440-870nm estão na faixa entre
1,1 e 1,5, indicando condições de ambiente limpo de aerossóis com distribuição de
tamanhos mais concentrada na moda fina. A distribuição de freqüências acima indica a
ocorrência de eventos de aerossóis na moda grossa. A de se salientar que o fotômetro
Cimel/AERONET encontra-se a cerca de 500 metros do macro-anel da cidade de Campo
Grande/MS com intenso movimento de veículos pesados podendo ser responsável por
uma ressuspensão de aerossóis mais grossos. Pode-se verificar que em cerca de 10% das
ocorrências há predominância de regimes alterados por aerossóis mais grossos (α440-870nm <
1).
78
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
Par
âmet
ro A
ngst
ron
(440
-870
nm)
Profundidade óptica (500nm)
Figura 37. – Relação entre o expoente ângstron α440-870nm e a profundidade óptica τ500nm.
Equação ajustada: α440-870nm = 1,65 + 0,004.τ500nm
Ocorre uma correlação positiva entre os eventos mais críticos de τ500nm (maiores 0,6) e
α440-870nm, com estes últimos variando entre 1,5 e 2,0. Este padrão de distribuição é
indicativo de regimes influenciados por aerossóis advindos de queima de biomassa.
Holben [2000] verificou tal condição em Mongu, Zâmbia e Kaskaoutis [2007] em Alta
Floresta, Brasil, ambos com forte influência de queima de biomassa.
4.3. Classificação dos tipos de aerossóis a partir da relação τ500nm e α440-870nm
Kaskaoutis [2007] estabelece uma classificação dos tipos de regimes de aerossóis
considerando o expoente ângstron α no par de comprimentos de onda 440 e 870nm e a
profundidade óptica τ no canal de 500nm. Assim, a combinação τ500nm < 0,1 e α440-870nm <
1,3 caracteriza um ambiente atmosférico limpo característico de ilhas; τ500nm > 0,15 e α440-
870nm < 0,5 caracteriza um ambiente poluído por partículas grossas características de
ambientes afetados por ressuspensão de solo; τ500nm > 1,5 e α440-870nm > 0,15 caracteriza um
ambiente poluído por partículas finas características de poluição urbana ou de queima de
biomassa; τ500nm > 0,15 e 0,5 < α440-870nm < 1,5 caracteriza um estágio intermediário entre a
poluição urbana ou de queima de biomassa e a poeira ressuspensa.
79
0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 1,4 1,6 1,8 2,00,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
Mistura dos 3 regimes
Queima de biomassa ou urbano
Poeira
ambiente limpo
α 440-
870n
m
AOD500nm
Figura 38. – Classificação estabelecida por Kaskaoutis et al. 2007;
Ambiente limpo τ500nm <0,06 e α440-870nm <1,3; Poeira: τ500nm
>0,15 e α440-870nm <0,5; Queima de biomassa ou poluição
urbana: τ500nm >0,1 e α440-870nm >1,5;
A partir desta metodologia, fora procedida a classificação dos regimes encontrados em
Campo Grande em uma base sazonal.
80
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0moderado
Coe
ficie
nte
ângs
tron
(44
0-87
0nm
)
Profundidade óptica (500nm)
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,50,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
Limpo
Exp
oent
e ân
gstr
on (
440-
870n
m)
Profundidade óptica (500nm)
Inverno Outono
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,50,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0 moderado
Coe
ficie
nte
ângs
tron
(44
0-87
0nm
)
Profundidade óptica (500nm)
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,50,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
limpo
Exp
oent
e ân
gstr
on (
440-
870n
m)
Profundidade óptica (500nm)
Primavera Verão
Figura 39. – Classificação estabelecida por Kaskaoutis et al. 2007 aplicada aos regimes
sazonais verificados em Campo Grande-MS;
81
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov dez05
1015202530354045505560657075808590
proc
enta
gem
(%
)
Ambiente limpo Solo ressupenso Aerossois m isturados Queima de biom assa ou urbano
Figura 40. – Variação mensal dos regimes encontrados na atmosfera de Campo Grande-
MS;
Nota-se que a atmosfera de Campo Grande apresenta, em geral, condições limpas (τ500 <
0,06 para qualquer valor de α440-870nm). A grande variabilidade do expoente ângstron α440-
870nm permite afirmar que o local em que o fotômetro está localizado detecta tanto
distribuições de aerossóis grossos como de aerossóis finos. No entanto, aerossóis grossos
não são comuns quando analisamos a Figura 40. Apenas em dezembro ocorre 1 % de
regime característico de aerossol mais grosso.
Os eventos mais críticos de atenuação de radiação por aerossóis estão localizados
graficamente na região que indica aerossol urbano ou advindo de queima de biomassa.
Verificando que tais eventos ocorrem em épocas de intensas e freqüentes queimadas no
entorno próximo de Campo Grande, o tipo de aerossol típico que se verifica é o advindo
de queima de biomassa.
82
Figura 41. – Variação das médias diárias de água precipitável com a profundidade óptica.
A Figura 41 indica a relação entre a água precipitável e a profundidade óptica τ500nm.
Quando determinado o valor do coeficiente de correlação somente para valores de τ500nm >
0,6 (característicos de atmosfera contaminada) encontramos o coeficiente de correlação R
igual a 0,84. A equação ajustada para os eventos críticos indica que com o aumento da
profundidade óptica de aerossóis também há um incremento na quantidade de água
precipitável. Tal correlação indica que o aerossol é higroscópico (Holben, et al 1997).
4.4. Variabilidade diurna da profundidade óptica de aerossóis e do expoente
angstron
A incidência da radiação solar provoca o aquecimento da superfície e inicia processos
convectivos que provocam a variação na concentração dos aerossóis através dos
movimentos turbulentos. Essas variações são responsáveis pelo aumento ou a queda na
concentração dos aerossóis dentro de um certo volume a partir do movimento tanto
horizontal como vertical. (Ferreira, et al. 2005)
0,0 0,5 1,0 1,5 2,00
1
2
3
4
5
Águ
a P
reci
pitá
vel (
cm)
Profundidade óptica (500nm)
83
06-09 09-12 12-15 15-18-0,2
-0,1
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
100577811081396
19,5%31%20%
Pro
fund
idad
e óp
tica
(500
nm)
06-09 09-12 12-15 15-18
-0,2
-0,1
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
77773510341259
3,8% 3,84% 7,7%
Pro
fund
idad
e óp
tica
(500
nm)
Primavera Verão
06-09 09-12 12-15 15-18-0,2
-0,1
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
1587124215801201
19%7%1,2%
Pro
fund
idad
e óp
tica
(500
nm)
06-09 09-12 12-15 15-18
-0,2
-0,1
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
2425182322491425
13,3%16,1%11,6%
Pro
fund
idad
e óp
tica
(500
nm)
Outono Inverno
Figura 42. – Variação horária da profundidade óptica no canal de 500nm por estações. As
porcentagens indicam a variabilidade em relação aos menores valores.
Ferreira (2005) verificou uma diferença de 9,52% nos valores de profundidade óptica total
entre o período da manhã e o período da tarde a partir de dados de irradiância global solar
piranométricos em dias com ausência de nuvens.
A figura 42 indica a variação horária da profundidade óptica de aerossóis no canal de
500nm. As maiores variações durante o dia são verificadas nas estações da primavera e do
inverno, estações com maior influência das queimadas apresentando regimes
característicos de ambientes contaminados por poluentes advindos de queima de biomassa.
No entanto, a constatação obtida por Ferreira [2005] não se verificou com relação à
profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm por não se verificar um padrão
sazonal bem claro. No verão, atmosfera predominantemente limpa, verificaram-se as
84
menores variações horárias enquanto nas estações da primavera e inverno, com maior
influência de queimadas, verificaram-se variações horárias maiores entre o período
matutino e vespertino. Porém, o padrão de valores maiores no período matutino
comparativamente ao período vespertino não se observou para o caso dos aerossóis. No
período vespertino, de modo geral se verificaram valores maiores de τ500nm. A experiência
de Ferreira [2005] fora realizada para dados piranométricos de irradiância global,
considerando-se a componente difusa da radiação solar e as profundidades ópticas devidas
aos gases predominantes na atmosfera (espalhamento Rayleigh) e ao ozônio. Assim, no
período matutino, os gases estariam mais adensados junto à superfície, otimizando o
espalhamento da radiação enquanto no período vespertino, os gases já estariam mais
difundidos pelas células de convecção mais intensas pela tarde. Para este trabalho, os
dados de profundidade óptica referem-se apenas à ação dos aerossóis, permitindo-nos
afirmar que no período da tarde ocorre uma suspensão mais abrangente dos aerossóis
aumentando o espalhamento e, conseqüentemente, as profundidades ópticas. Tal
conclusão fora verificada em Helgoland/Alemanha por Bernert [2007] encontrando
valores de profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm maiores no período
vespertino.
85
06-09 09-12 12-15 15-180,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
100577811081396
3,2%1,6%3,3%C
oefic
ient
e ân
gstr
on (
440-
870n
m)
06-09 09-12 12-15 15-18
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
77773510341259
0,3%1,07%5,7%
Coe
ficie
nte
ângs
tron
(44
0-87
0nm
)
Primavera Verão
06-09 09-12 12-15 15-180,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
1587124215801201
10,5%3,5%
11,4%
Coe
ficie
nte
ângs
tron
(44
0-87
0nm
)
06-09 09-12 12-15 15-18
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
1,2%2,3%
Coe
ficie
nte
ângs
tron
(44
0-87
0nm
)
Outono Inverno
Figura 43. – Variação horária do expoente ângstron no par de comprimento de ondas de
440-870nm por estações. As porcentagens indicam a variabilidade em
relação aos menores valores.
A variabilidade horária do expoente ângstron no par de comprimentos de onda 440-870nm
apresenta um padrão mais claro em que o período de 09:00 as 15:00 apresenta valores
menores. Isto sugere que as células de convecção mais intensas durante tal período são
capazes de alçar partículas maiores reduzindo-se o valor médio de α440-870nm.
86
4.5. Análise de eventos críticos
Neste sub-capítulo serão analisados os eventos críticos (com τ500nm > 1,5) quanto às
variações de propriedades radiométricas dos aerossóis em Campo Grande e parâmetros
meteorológicos determinantes no tempo de residência dos aerossóis na atmosfera.
Estudo de casos para eventos críticos de profundidade óptica
Dentro do período abrangido pelos dados disponíveis, foram selecionados eventos críticos
de atenuação da radiação solar, τ500nm >1,5 – valor reportado em alguns trabalhos em
ambientes influenciados por queima de biomassa com concentrações acima de 150µg/m3.
(Artaxo et al. 1995, Reid, et. al. 1998)
A Tabela 2 apresenta os eventos críticos de profundidade óptica de aerossóis (τ500nm>1,0)
considerando os valores médios diários.
Tabela 2. Eventos críticos detectados entre o final de 2003 e começo de 2008.
Data >s 1 >s 1,5 >s 2 Data >s 1 >s 1,5 >s 2 Data >s 1 >s 1,5 >s 2
15/09/04 1,87 1,87 - 19/09/05 1,01 - - 28/08/07 1,43 - -
16/09/04 2,05 2,05 2,05 20/09/05 1,27 - -
20/09/04 1,05 - - 21/09/05 1,88 1,88 - 15/09/07 1,85 1,85 -
24/09/04 1,33 - - 22/09/05 2,53 2,53 2,53 16/09/07 1,61 1,61 -
23/09/05 3,25 3,25 3,25 19/09/07 1,87 1,87 -
09/10/04 1,36 - - 20/09/07 1,60 1,60 -
10/10/04 1,53 1,53 - 21/09/07 1,33 - -
22/09/07 1,17 - -
23/09/07 1,10 - -
25/09/07 1,05 - -
26/09/07 1,21 - -
27/09/07 1,39 - -
28/09/07 1,37 - -
04/10/07 1,02 - -
87
Verifica-se que a grande maioria dos eventos críticos com profundidades ópticas de
aerossóis no canal de 500nm ocorre nos meses de setembro e outubro, coincidindo com o
auge da estação seca.
Estes eventos críticos foram analisados através de alterações nas propriedades
microfísicas, radiométricas e ópticas dos aerossóis utilizando-se de produtos de detecção
de focos de calor do sensor Modis e produtos de campos de ventos passados de modelos
de circulação atmosféricas visando determinar as prováveis regiões fonte. Ainda, analisou-
se a ocorrência de condições meteorológicas desfavoráveis à dispersão dos poluentes
durante tais eventos e a variação de propriedades ópticas modeladas.
Evento ocorrido entre os dias 15/09/2004 e 24/09/2004
O primeiro evento teve início em 15/09/2004 e se estendeu até 24/09/2004. Teve início
entre o dia 14/09 as 20:53 e 15/09 as 13:20 (última medição do dia 14 e primeira medição
do dia 15). A média diária da τ500nm no dia 14 foi de 0,454 enquanto no dia 15 verificou-se
valor de 1,871. Ocorreram traços de precipitações (valores abaixo de 0,1mm) nos dias 02,
11, 12, 15, 16, 17 e 18 de setembro. A última precipitação intensa capaz de promover a
lavagem completa da atmosfera fora em 10/07/2004, portanto foram, cerca de, 65 dias sem
precipitações para a ocorrência de tal evento.
88
4/9/2004
9/9/2004
15/9/2004
21/9/2004
26/9/2004 --
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
τ 500n
m α
870-
440n
m
1
2
3
Águ
a pr
ecip
itáve
l (cm
)
Figura 44. – Variação diária da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm
τ500nm (linha preta), do expoente ângstron no par de comprimentos de onda
de 870nm e 440nm α870-440nm (linha verde) e da água precipitável (linha
vermelha tracejada) durante o mês de setembro de 2004. As circunferências
pretas indicam traços de precipitações pelo pluviômetro enquanto a
circunferência em vermelho indica precipitação detectável.
A partir do dia 16/09/2004, a transparência da atmosfera aumenta pela ação de seguidas
precipitações e, pela análise da Figura 45, pode-se concluir que a pluma apresentou uma
mudança de direção saindo da cidade de Campo Grande/MS. Quanto ao expoente ângstron
α440-870nm verifica-se a correspondência com os valores de τ500nm. Os picos de concentração
de água precipitável coincidem com as precipitações verificadas. Nos dias 14, 15 e 16
ocorreram inversões térmicas diurnas a menos de 200 metros.
89
Dia 14/09 as 13:30 utc Dia 14/09 as 17:50 u tc Dia 15/09 as 14:10 utc
Dia 15/09 as 17:00utc Dia 16/09 as 13:15/14 :55utc Dia 16/09 as 17:40utc
Figura 45. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB com
produto indicativo de focos de calor. A sequência abrange o período de
14/09/04 a 16/09/04 compreendendo o período crítico de atenuação de
radiação solar.
Fonte: AERONET/NASA
Dia 14/09 as 12utc Dia 14/09 as 00ut c Dia 15/09 as 12utc
Dia 15/09 as 00utc Dia 16/09 as 12utc Dia 16/09 as 00utc
Seqüência de trajetórias de massas de ar a 7 dias a nteriores
Fonte: AERONET/NASA
90
Nota:
As linhas azul escuras indicam o nível de pressão, no ponto inicial da trajetória, de 950hPa
(~500metros)
As linhas roxas indicam o nível de pressão, no ponto inicial da trajetória, de 850hPa
(~1800metros)
As linhas azul claras indicam o nível de pressão, no ponto inicial da trajetória, de 700hPa
(~2500metros)
As linhas verdes indicam o nível de pressão, no ponto inicial da trajetória, de 500hPa
(~6000metros)
Verifica-se que em baixos níveis (950hPa) as massas de ar entrando em Campo
Grande/MS são oriundas do sul e sudoeste do Mato Grosso do Sul e da região nordeste do
Paraguai. Em uma análise de micro-escala, as direções sudoeste e oeste podem configurar
situações de contribuições da região urbana central de Campo Grande/MS. Nos níveis
intermediários (850 hPa e 700 hPa), os ventos provem da região sudeste da Bolívia e do
Pantanal (direções noroeste e oeste) conforme Figura 45.
91
Dia 14/09/04 Dia 15/09/04 Dia 17/09/04
Dia 19/09/04 Figura 46. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB abrangendo a
América do Sul indicando a movimentação da pluma de fumaça no período
de 14/09/2004 a 19/09/2004 compreendendo o período crítico de atenuação
de radiação solar.
Fonte: NASA-LAADS
Pela sequência de imagens MODIS abrangendo toda a América do Sul, verifica-se que no
dia 14/09/2004 ocorre grande quantidade de fumaça no leste do Peru e da Bolívia, em
Rondônia e no Acre e em parte do norte do Mato Grosso. No dia 15/09/2004, a pluma de
fumaça passa a se deslocar passando por sobre Campo Grande/MS. No dia 19/09/2004
percebe-se uma mudança na direção de movimentação da pluma não mais passando por
sobre Campo Grande. A pluma se desloca sentido Paraguai, norte da Argentina e Uruguai.
92
Figura 47. – Variação das médias diárias dos parâmetros albedo de espalhamento simples
ω0 – 439nm e das partes real e imaginária do índice de refração no canal de
439nm abrangendo o período crítico de atenuação de radiação solar.
Verifica-se pela Figura 47, que o albedo de espalhamento simples dos aerossóis no canal
de 439nm e a parte real do índice de refração sofrem um acréscimo durante a elevação da
profundidade óptica no canal de 500nm. Os dois parâmetros indicam um aumento no
espalhamento da radiação. A parte imaginária do índice de refração, indicativa da
absorção da população de aerossol, apresentou uma redução indicando um aerossol pouco
absorvente. Em contraposição, no segundo pico de atenuação de radiação, a parte
imaginária do índice de refração, indicativa da capacidade de absorção do aerossol,
aumenta, indicando aerossol absorvente. Reid [1998] verificou que a parte real do índice
de refração e o albedo simples de superfície aumentam com a idade, enquanto a parte
imaginária do índice de refração (absorvente) não apresenta comportamento bem claro.
Artaxo e Paixão [2002] reportam valores médios de albedo simples de superfície durante a
estação seca em Ji Paraná e Alta Floresta em torno de 0,935. Quando aos índices de
refração real e imaginário, os valores reportados pelos autores acima variam em torno de
1,45 e 1,54 e 0,004 e 0,036. Por comparação, podemos afirmar que o aerossol verificado
93
neste evento é mais espalhador e mais absorvedor quando comparado às medições dos
autores citados.
Evento ocorrido entre os dias 09/10/2004 e 10/10/2004
O segundo evento, se estende de 09/10/2004 a 10/10/2004 e teve início entre o dia 08/10
as 20:41 e 09/10 as 12:12 (última medição do dia 08/10 e primeira medição do dia 09/10).
A média diária da τ500nm no dia 08/10 foi de 0,315 enquanto no dia 09/10 verificou-se
valor de 1,36. A última chuva anteriormente ao evento crítico fora no dia 03/10/2004,
portanto, foram apenas 5 dias sem precipitações. Relativamente às inversões térmicas,
entre os dias 8 a 10/10/2004, ocorreram inversões térmicas diurnas e noturnas a menos de
200 metros de altitude.
4/10/2004
9/10/2004 -- -- --
29/10/2004
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
τ 500n
m α
870-
440n
m
1,0
1,5
2,0
2,5
3,0
3,5
4,0
Águ
a pr
ecip
itáve
l (cm
)
Figura 48. – Variação diária da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm
τ500nm (linha preta), do expoente ângstron α870-440nm (linha verde) e do
conteúdo de água precipitável (linha vermelha pontilhada) durante o mês de
outubro de 2004. As circunferências em vermelho indica precipitação
detectável.
A partir do dia 10/10/2004, a opacidade da atmosfera diminui pela ação de seguidas
precipitações. Verifica-se pelas imagens Terra – Modis abaixo intensa formação de nuvens
no dia 10/10/2004..
94
Dia 08/10 as 14:20utc Dia 08/10 as 17:05utc Dia 09/10 as 13:25utc
Dia 09/10 as 17:45utc Dia 10/10 as 14:10utc Dia 10/10 as 16:50/18: 30utc
Figura 49. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB com produto
indicativo de focos de calor. A sequência abrange o período de 08/10/2004
a 10/10/2004 compreendendo o período crítico de atenuação de radiação
solar.
Fonte: AERONET/NASA
Dia 08/10 as 12z Dia 08/10 as 00z Dia 09/10 as 12z
Dia 09/10 as 00z Dia 10/10 as 12z Dia 10/10 as 00z
Seqüência de trajetórias de massas de ar a 7 dias a nteriores Fonte: AERONET/NASA
95
Verifica-se que em baixos níveis (950hPa), as massas de ar entrando em Campo Grande
vêm da região sul e sudeste do MS no dia 08/10 e 09/10 e passam a vir da região norte –
noroeste a partir do dia 10/10. Em níveis intermediários (850hPa e 700hPa), inicialmente
do sul e sudeste do estado do Mato Grosso do Sul e em seguida passam a vir da região
noroeste e norte similarmente aos baixos níveis (Pantanal e Bolívia).
Dia 08/10/04 Dia 09/10/04 Dia 10/10/2004
Figura 50. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra abrangendo
espacialmente a América do Sul indicando a movimentação da pluma de
fumaça no período de 08/10/2004 a 10/10/2004 compreendendo o período
crítico de atenuação de radiação solar.
Fonte: NASA-LAADS
Pela sequência de imagens MODIS da América do Sul, no dia 08/10/2004 verifica-se
fumaça cobrindo o nordeste da Bolívia, Rondônia e o Acre. No dia 09/10/2004, a pluma
passa a se movimentar sentido Campo Grande com intensificação dos focos de calor na
região leste e nordeste do Paraguai e no Pantanal. No dia 10/10/2004, verifica-se intensa
formação de nuvens seguida de precipitações promovendo a lavagem da atmosfera,
reduzindo os valores da profundidade óptica τ500nme do expoente ângstron α440-870nm.
Evento ocorrido entre os dias 19/09/2005 a 23/09/2005
O terceiro evento crítico se estende de 19/09/2005 a 23/09/2005 e vinha apresentando
acréscimos na profundidade óptica no canal de 500nm gradualmente desde o dia
96
17/09/2005. A última precipitação detectável pelo pluviômetro fora em 13/09, portanto
foram 6 dias sem precipitações para que os valores de τ500nm se elevassem acima de 1,5.
Relativamente às inversões térmicas, nos dias 17/09 a 22/09/2005 ocorreram inversões
térmicas a menos de 200 metros de altitude.
05/09/2005
10/09/2005
15/9/2005
20/9/2005
25/09/2005
30/09/2005
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
2,5
3,0
3,5
τ 500n
m
α 440-
870n
m
2,0
2,5
3,0
Águ
a pr
ecip
itáve
l (cm
)
Figura 51. – Variação diária da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm
τ500nm (linha preta), do expoente ângstron α440-870nm (linha verde) e do
conteúdo de água precipitável (linha vermelha pontilhada) durante o mês de
setembro de 2005. As circunferências pretas indicam traços de
precipitações enquanto a circunferência em vermelho indica precipitação
detectável.
A diminuição do expoente ângstron α440-870nm a partir do dia 21/09/2005 sugere que, a
intensa convecção com formação de nuvens, aumentou a tamanho médio da população de
aerossóis na coluna atmosférica pela condensação do vapor d’água nos aerossóis
estacionados por sobre Campo Grande-MS.
97
Dia 18/09 as 14:10utc Dia 18/09 as 16:55utc Dia 19/09 as 13:15/14:20utc
Dia 19/09 as 17:40 Dia 20/09 as 14:00utc Dia 20/09 as 6:40/18:20utc
Dia 21/09 as 13:05/14:45utc Dia 21/09 as 17:45utc Dia 22/09 as 13:50utc
Dia 22/09 as 16:30/18:10utc Dia 23/09 as 12:50/14: 30utc Dia 23/09 as 17:15utc
Dia 24/09 as 13:35utc Dia 24/09 as 1 6:20/17:55/18:00utc
Figura 52. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB com produto
indicativo de focos de calor. A sequência abrange o período de 18/09/2005
a 24/09/2005 compreendendo o período crítico de atenuação de radiação
solar. Fonte: AERONET/NASA
98
Dia 18/09 as 12z Dia 18/09 as 00z Dia 19/09 as 12z
Dia 19/09 as 00z Dia 20/09 as 12z Dia 20/09 as 00z
Dia 21/09 as 12z Dia 21/09 as 00z Dia 22/09 as 12z
Dia 22/09 as 00z Dia 23/09 as 12z Dia 23/09 as 00z
Dia 24/09 as 12z Dia 24/09 as 00z
Seqüência de trajetórias de massas de ar a 7 dias a nteriores Fonte: AERONET/NASA
99
Em baixos níveis, as massas de ar que entram em Campo Grande, no período de análise,
vêm inicialmente da região sul e sudeste do estado (entre os dias 18 e 23/09) passando a
direção norte a partir do dia 24/09. Estas direções descartam a possibilidade de
contribuições da região urbana central de Campo Grande. Em níveis intermediários, as
massas de ar entram pela direção noroeste e norte (Pantanal e sudoeste boliviano e norte
do Mato Grosso) em todo o período de análise desenhando um anti-ciclone com centro
aproximado em Brasília - Brasil.
Dia 18/09/2005 Dia 19/09/2005 Dia 20/09/2005
Dia 21/09/2005 Dia 22/09/2005 Dia 23/09/2005
100
Dia 24/09/2005 Figura 53. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB abrangendo
espacialmente a América do Sul indicando a movimentação da pluma de
fumaça no período de 18/09/2005 a 24/09/2005 compreendendo o período
crítico de atenuação de radiação solar.
Fonte: NASA-LAADS
No dia 18/09/2005 verifica-se grande pluma de fumaça na região oeste do estado da
Amazonas, em todo o estado do Acre e Rondônia, ao nordeste da Bolívia e ao norte do
estado do Mato Grosso. Do dia 19 a 20/09/2005, a pluma movimenta-se passando por
Campo Grande e atingindo o oceano Atlântico pelo litoral de São Paulo. Do dia 21 a
24/09/2005, gradativamente, vão se formando nuvens por sobre Campo Grande/MS até
que no dia 24/09/2005 ocorre precipitação proporcionando a lavagem da atmosfera
reduzindo os valores de τ500nm. Entre os dias 22 e 26/09/2005, ocorrem concomitantemente
uma diminuição na temperatura do ar e um aumento na pressão média à superfície
indicando a entrada de uma frente fria.
Evento ocorrido no dia 28/08/2007
No quarto evento crítico, que se estende entre o dia 26/08/2007 a 28/08/2007, observa-se
um incremento dos valores de τ500nm e α440-870nm. Anteriormente ao dia 25/08/2007, foram
32 dias sem precipitações consideráveis. Os aumentos simultâneos de τ500nm e α440-870nm
indicam a entrada de aerossóis finos. Relativamente às inversões térmicas, observou-se
101
que entre os dias 24 e 26/08/2007 ocorreram inversões térmicas diurnas e noturnas a
menos de 200 metros de altura.
5/8/2007
10/8/2007
15/8/2007
20/8/2007
25/8/2007
30/8/2007
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
τ 500n
m
α 440-
870n
m
1,0
1,5
2,0
2,5
3,0
Águ
a pr
ecip
itáve
l (cm
)
Figura 54. – Variação diária da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm
τ500nm (linha preta), do expoente ângstron α440-870nm (linha verde) e do
conteúdo de água precipitável (linha vermelha pontilhada) durante o mês de
agosto de 2007. As circunferências pretas indicam traços de precipitações.
Dia 27/08 as 13:50utc Dia 27/08 as 16:35 /18:10utc Dia 28/08 as 12:55/14:30utc
Dia 28/08 as 17:15utc Dia 29/08 as 13:40 utc Dia 29/08 as 16:25/18:00utc
102
Dia 30/08 as 14:20utc Dia 30/08 as 17:05ut c Dia 31/08 as 13:25utc
Dia 31/08 as 17:50utc
Figura 55. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB com produto
indicativo de focos de calor. A sequência abrange o período de 27/08/2007
a 31/08/2007 compreendendo o período crítico de atenuação de radiação
solar.
Fonte: AERONET/NASA
Dia 27/08 as 12z Dia 27/08 as 00z Dia 28/08 as 12z
Dia 28/08 as 00z Dia 29/08 as 12z Dia 29/08 as 00z
103
Dia 30/08 as 12z Dia 30/08 as 00z Dia 31/08 as 12z
Dia 31/08 as 00z
Seqüência de trajetórias de massas de ar a 7 dias a nteriores
Fonte: AERONET/NASA
Em baixos níveis, os campos de ventos possuem direção sul, sudeste e sudoeste durante
todo o período de análise. Em níveis intermediários a 1800 metros de altitude (linhas
roxas), os campos de vento vêm inicialmente (27 a 29/08/2007) de oeste (configuração em
que a região urbana central de Campo Grande pode contribuir com poluentes), passando
pelo nordeste do Paraguai, em seguida (dia 30/08/2007) da região sul do estado e
finalmente do norte e noroeste. A 2500 metros de altitude os campos de ventos vêm de
norte e nordeste em todo o período. No dia 27/08/2007 ocorre redução significativa da
temperatura média do ar e incremento dos valores de pressão à superfície indicando a
entrada de frente fria pelo sul.
104
Dia 27/08 Dia 28/08 Dia 29/08
Dia 30/08 Dia 31/08
Figura 56. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB abrangendo
espacialmente a América do Sul indicando a movimentação da pluma de
fumaça no período de 27/08/2007 a 31/08/2007 compreendendo o período
crítico de atenuação de radiação solar.
Fonte: NASA-LAADS
105
4/8/2007
9/8/2007
14/8/2007
19/8/2007
24/8/2007
29/8/2007
-1
0
1
2
τ 500n
m
0,30,40,50,60,70,80,91,0
Raz
ão e
ntre
rad
iaçã
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fusa
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diaç
ão g
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02468
1012
Por
cent
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de
cal
mar
ias
(%)
2
4
Ven
tos
méd
ios
diár
ios
(m/s
)
Figura 57. – Variação dos parâmetros τ500nm, ventos médios à superfície (10 metros),
porcentagem de calmarias (ventos com velocidade menor que 0,5m/s) e
razão entre a radiação global e difusa média diária compreendendo o mês
de agosto de 2007.
A partir da Figura 57, verifica-se um incremento na velocidade média dos ventos a 10
metros (relacionado a entrada de frente fria) e um pequeno incremento não significativo
nas calmarias à superfície durante o período crítico de atenuação de radiação solar (27 a
28/08). A razão radiação difusa x global é aumentada durante o período crítico indicando
maior componente difusa. A entrada da frente fria garante uma pressão maior que
fisicamente significa uma concentração de gases maior ou uma inércia maior aumentando
o espalhamento e, conseqüentemente, a componente difusa da radiação incidente.
Entre o dia 02/08 e 04/08 verifica-se um incremento na razão entre a radiação difusa e a
radiação global em conseqüência de uma queda na temperatura do ar e um aumento na
pressão atmosférica, indicando entrada de frente fria. Neste período não se verificou
aumento na profundidade óptica de aerossóis.
106
Evento ocorrido entre os dias 15/09/2007 e 28/09/2007
O quinto evento crítico iniciou-se em 13/09/2007 e se estendeu até o dia 28/09/2007 com
reduções intermediárias nos valores de τ500nm nos dias 18/09 e 24/09/2007. Anteriormente
ao dia 14/09/2007, não ocorreu precipitação significativa no período de 42 dias. Ocorrem
precipitações capazes de promover a limpeza da atmosfera nos dias 15/09/2007 e
28/09/2007.
Relativamente às inversões térmicas, durante o mês de setembro de 2007, ocorrem 10
inversões térmicas diurnas e 25 inversões térmicas a menos de 200 metros de altitude, 5
inversões térmicas diurnas e nenhuma inversão térmica noturna entre 200 e 400 metros de
altitude.
4/9/2007
9/9/2007
14/9/2007
19/9/2007
24/9/2007
29/9/2007 --
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
τ 500n
m α
440-
870n
m
1,0
1,5
2,0
2,5
3,0
Águ
a pr
ecip
itáve
l (cm
)
Figura 58. – Variação diária da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm
τ500nm (linha preta), do expoente ângstron α440-870nm (linha verde) e do
conteúdo de água precipitável (linha vermelha pontilhada) durante o mês de
setembro de 2007. As circunferências pretas indicam traços de
precipitações enquanto as circunferências vermelhas indicam precipitações
detectáveis.
107
Dia 13/09 as 12:55 e 14:30utc Dia 13/09 as 17:15u tc Dia 14/09 as 13:35utc
Dia 14/09 as 16:20 e 18:00utc Dia 15/09 as 14:20u tc Dia 15/09 as 17:05utc
Dia 16/09 as 13:25utc Dia 16/09 as 1 7:45utc Dia 17/09 as 14:05utc
Dia 17/09 as 16:50 e 18:30utc Dia 18/09 as 13:10 e 14:50utc Dia 18/09 as 17:35utc
Dia 19/09 as 13:55utc Dia 19/09 as 16:40 e 18:2 0utc Dia 20/09 as 13:00 e 14:40utc
108
Dia 20/09 as 17:20utc Dia 21/09 as 13:40utc Dia 21/09 as 16:30 e 18:05utc
Dia 22/09 as 12:50 e 14:25utc Dia 22/09 as 17:10 utc Dia 23/09 as 13:30utc
Dia 23/09 as 17:55utc Dia 24/09 as 14:15utc Dia 24/09 as 17:10utc
Dia 25/09 as 13:25 e 14:55utc Dia 25/09 as 17:40u tc Dia 26/09 as 14:00utc
Dia 26/09 as 16:50 e 18:25utc Dia 27/09 as 13:10 e 14:45utc Dia 27/09 as 17:30utc
109
Dia 28/09 as 13:50utc Dia 28/09 as 16:35 e 18:10utc Dia 29/09 as 12:55 e 14:30utc
Dia 29/09 as 17:15utc Dia 30/09 as 13:40u tc Dia 30/09 as 16:20 e 18:30utc
Figura 59. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB com produto
indicativo de focos de calor. A sequência abrange o período de 13/09/2007 a
29/09/2007 compreendendo o período crítico de atenuação de radiação solar.
Fonte: AERONET/NASA
Dia 13/09 as 12z Dia 13/09 as 00z Dia 14/09 as 12z
Dia 14/09 as 00z Dia 15/09 as 12z Dia 15/09 as 00z
110
Dia 16/09 as 12z Dia 16/09 as 00z Dia 17/09 as 12z
Dia 17/09 as 00z Dia 18/09 as 12z Dia 18/09 as 00z
Dia 19/09 as 12z Dia 19/09 as 00z Dia 20/09 as 12z
Dia 20/09 as 00z Dia 21/09 as 12z Dia 21/09 as 00z
Dia 22/09 as 12z Dia 22/09 as 00z Dia 23/09 as 12z
111
Dia 23/09 as 00z Dia 24/09 as 12z Dia 24/09 as 00z
Dia 25/09 as 12z Dia 25/09 as 00z Dia 26/09 as 12z
Dia 26/09 as 00z Dia 27/09 as 12z Dia 27/09 as 00z
Dia 28/09 as 12z Dia 28/09 as 00z Dia 29/09 as 12z
Dia 29/09 as 00z Dia 30/09 as 12z Dia 30/09 as 00z
Seqüência de trajetórias de massas de ar a 7 dias a nteriores
Fonte: AERONET/NASA
112
Em baixos níveis, entre os dias 13/09 e 14/09/2007, os ventos vêm de nordeste - leste; a
partir do dia 15 até 16/09, os ventos passam a vir do norte; no dia 17/09 ao dia 19/09 os
ventos passam a vir de sul e sudeste; do dia 20 ao dia 24/09 passam a vir de norte; em
seguida os ventos passam a vir de sul e sudeste até o dia 30/09/2007.
Em níveis médios, os ventos vêm de norte e nordeste do dia 13/09 ao dia 24/09; do dia
24/09 a 27/09 passam a vir de sul e sudeste e do dia 28/09 ao dia 30/09 passa a vir de
nordeste e oeste.
Dia 13/09/07 Dia 14/09/07 Dia 15/09/07
Dia 16/09/07 Dia 17/09/07 Dia 18/09/07
113
Dia 19/09/07 Dia 20/09/07 Dia 21/09/07
Dia 22/09/07 Dia 23/09/07 Dia 24/09/07
Dia 25/09/07 Dia 26/09/07 Dia 27/09/07
114
Dia 28/09/07 Dia 29/09/07 Dia 30/09/07
Figura 60. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra RGB abrangendo
espacialmente a América do Sul indicando a movimentação da pluma de
fumaça no período de 13/09/2007 a 30/09/2007 compreendendo o período
crítico de atenuação de radiação solar.
Fonte: NASA-LAADS
Relativamente aos parâmetros meteorológicos considerados agravantes no tempo de
permanência dos aerossóis na atmosfera, a porcentagem de calmarias aumentou no
período crítico de 14/09 a 24/09/2007. No dia 24/09 ocorreu uma queda nos valores da
profundidade óptica seguido de um incremento na velocidade média e uma redução na
porcentagem de calmarias. Entre o dia 24/09 e 25/09 houve uma queda acentuada da
temperatura média e um aumento na pressão atmosférica indicando entrada de frente fria
pelo sul.
Analisando a Figura 61, verifica-se que a razão entre a radiação difusa e a radiação global
é aumentada similarmente à profundidade óptica de aerossóis durante o período crítico de
atenuação de radiação via aerossóis. Porém, este parâmetro também pode aumentar em
situações tais como o aumento significativo da pressão atmosférica. Aqui, a componente
da profundidade óptica referente aos gases é importante, o que não se observa quando
trabalhamos apenas com profundidades ópticas de aerossóis.
115
04/0909/09
14/0919/09
24/0929/09
2
4
6
Ven
tos
méd
ios
diár
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(m/s
)
0
2
4
6
8
Por
cent
agem
de
cal
mar
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(%)
0,20,30,40,50,60,70,80,9
R
azão
ent
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adia
ção
difu
sae
radi
ação
glo
bal
0
2
τ 500n
m
Figura 61. – Variação dos parâmetros τ500nm, ventos médios à superfície (10metros),
porcentagem de calmarias (ventos com velocidade menor que 0,5m/s) e
razão entre a radiação global e difusa média diária compreendendo o mês
de agosto de 2007.
116
Figura 62. – Variação das médias diárias dos parâmetros albedo simples de superfície ω0 –
439nm e das partes real e imaginária do índice de refração no canal de 439nm
abrangendo o período crítico de atenuação de radiação solar ocorrido no
mês de setembro de 2007.
Verifica-se pela figura 62, que o albedo simples de superfície dos aerossóis no canal de
439nm e a parte real do índice de refração sofrem um acréscimo durante a elevação da
profundidade óptica no canal de 500nm. Os dois parâmetros indicam um aumento na
capacidade de espalhamento do aerossol. A parte imaginária do índice de refração,
indicativa da absorção da população de aerossol, apresentou uma redução pequena
indicando um aerossol menos absorvente. Durante o segundo pico de elevação da
profundidade óptica, ocorre um aumento da parte imaginária do índice de refração,
indicando aerossol absorvente de radiação no canal de 439nm. Os valores concordam com
estudos de Artaxo e Paixão [2002] reportados anteriormente.
117
CAPÍTULO 5
CONCLUSÕES
Conforme os objetivos deste trabalho, buscou-se estabelecer uma climatologia de curto
prazo dos regimes de grande atenuação de radiação solar via aerossóis na atmosfera de
Campo Grande/MS a partir de dados de profundidade óptica de aerossóis conjugados às
condições meteorológicas predominantes.
Relativamente à caracterização de variáveis meteorológicas determinantes no tempo de
permanência dos aerossóis na atmosfera, verificou-se que:
- o efeito de limpeza da atmosfera através de eventos de precipitação é menos significativo
no período compreendido entre os meses de maio e setembro (final do outono, todo o
inverno e o início da primavera);
- a ocorrência de inversões térmicas a menos de 200 metros e entre 200 e 400 metros
apresentam comportamento sazonal claro com maior ocorrência entre maio e outubro.
Para os níveis entre 400 e 600 metros e superiores a 600 metros o comportamento sazonal
não é bem claro; Durante os eventos críticos de atenuação de radiação solar devido à
presença de aerossóis, as inversões térmicas na baixa troposfera garantem um
confinamento das partículas e poluentes primários que podem intensificar os processos de
coagulação, a produção de poluentes secundários e o tempo de permanência na atmosfera.
Em todos os eventos críticos ocorrem inversões térmicas na baixa troposfera. Este
parâmetro meteorológico pode ser mais efetivo no confinamento de poluentes para a
cidade de São Paulo/SP, observando que as fontes à superfície não são tão presentes em
Campo Grande/MS. Ocorrem queimadas na área urbana devido a hábitos culturais locais e
produção de poluentes via queima de combustíveis, porém sem dados comprobatórios.
- a ocorrência de calmarias à superfície é reduzida durante o período de julho a setembro e
nestes meses as intensidades dos ventos são ligeiramente superiores. Se por um lado, as
intensidades maiores podem reduzir o tempo de permanência dos aerossóis na atmosfera,
por outro lado ela aumenta a possibilidade de queimadas. Portanto, os ventos mais
intensos neste período favorecem a queima de biomassa, principal fonte de aerossóis para
a atmosfera de Campo Grande/MS;
118
- a rosa dos ventos representando as direções predominantes em superfície nas quatro
estações indicam que os ventos de norte a nordeste são bastante freqüentes. Considerando
que o fotômetro encontra-se posicionado a cerca de 9 km à nordeste da região central de
Campo Grande, pode-se esperar contribuições de aerossóis advindos da queima de
combustíveis veiculares da área central e queimadas em área urbana em micro-escala
quando se observam ventos de oeste ou de sudoeste; Ocorrem campos de ventos com estas
direções durante a primavera, estação com maior influência das queimadas.
Relativamente à climatologia das propriedades radiométricas dos regimes de aerossóis
verificados na atmosfera de Campo Grande, verificou-se que:
- O padrão de circulação atmosférica por sobre a América do Sul durante o inverno e a
primavera cria um corredor de transporte de poluentes que pôde ser verificado através da
análise das médias mensais da profundidade óptica de aerossóis no canal de 500nm em
cidade localizadas ao norte da América do Sul (com baixos valores de τ500nm), passando
por cidades ao sul da bacia amazônica (aumento dos valores de τ500nm) e uma posterior
redução em cidades situadas mais ao sul;
- ocorre forte sazonalidade na transparência da atmosfera de Campo Grande com altos
valores de τ500nm ocorrendo durante o final do inverno e toda a primavera (valores médios
mensais de 0,75) enquanto no restante do ano ocorrem valores de background de 0,1; Esta
forte sazonalidade está relacionada às condições meteorológicas predominantes na região
(grande número de dias sem precipitação; invernos com taxas de variação temperatura e
altitude menos pronunciadas e massas de ar transportando poluentes de regiões com
prática extensiva de queimadas (Ferreira, 2005; Aires, 2001)) e à prática difundida no
meio agropecuário de queima de biomassa para mobilização de nutrientes, limpeza de
áreas, controle de pestes, dentre outras (Crutzen, 1990). Assim, podemos falar em uma
estação de queima de biomassa (Kaskaoutis, 2007). No balanço global, a atmosfera
terrestre em Campo Grande/MS representa uma região com aporte de aerossóis que
imprimem condições de atenuação de radiação solar significativas.
- durante os períodos de ocorrência de intensos eventos de atenuação de radiação solar
devido à presença de aerossóis na atmosfera, os desvios padrões são bastante elevados
ocorrendo grandes variações diárias nos valores de τ500nm como conseqüência das
condições meteorológicas e o número de focos de calor em regiões fontes;
119
- através de análises de correlação matemática simples entre o número de focos de calor
detectados pelo sensor MODIS a bordo do satélite TERRA e a profundidade óptica de
aerossóis no canal de 500nm verificou-se que as principais fontes de aerossóis para a
atmosfera de Campo Grande, em ordem de significância, foram as fronteiras com a
Bolívia e o Paraguai, o próprio estado de Mato Grosso do Sul com maior número de focos
de calor no Pantanal, a região Norte do Brasil e a região Centroeste do Brasil. Esta
correlação puramente matemática pôde ser comprovada fisicamente na análise dos eventos
críticos de atenuação de radiação solar através de imagens de satélite Terra via sensor
MODIS e produtos de detecção de focos de calor;
- na análise das freqüências das profundidades ópticas τ500nm verificou-se que
aproximadamente 85% das ocorrências são de valores entre 0,25 e 0,1, valores baixos
típicos de ambientes atmosféricos limpos. Em 7% dos casos ocorrem valores acima de 1,
valores característicos de ambientes poluídos;
- quando comparamos os valores médios mensais dos expoentes ângstrons α440-870nm em
Campo Grande/MS com os valores verificados em Cuiabá/MT e Alta Floresta/MT
verifica-se uma variação/amplitude maior nos ambientes mais próximos do arco de foco
ao sul da bacia amazônica. Como parâmetro indicativo do tamanho das partículas, tal
aspecto sugere que os aerossóis em Campo Grande/MS, durante os períodos críticos de
atenuação da radiação solar via aerossóis, são mais grossos que os verificados em
Cuiabá/MT e Alta Floresta/MT. Tal aspecto sugere que, devido ao distanciamento entre a
medição e as fontes, ocorre um incremento no tamanho dos aerossóis em concordância aos
trabalhos de Reid, et al. 1998.
- a análise de freqüências dos valores dos expoentes ângstrons no par de comprimento de
onda de 440 e 870nm em Campo Grande/MS demonstrou que em 70% dos casos os
valores estão compreendidos entre 1,1 e 1,5, populações de aerossóis com predominância
de aerossóis finos; Em cerca de 10% dos casos ocorrem populações de aerossóis com
predominância na moda grossa com valores de α440-870nm abaixo de 1;
- a partir da relação entre os valores de α440-870nm e τ500nm pode-se estabelecer uma
classificação dos regimes de aerossóis predominantes na atmosfera de Campo Grande -
MS (metodologia utilizada por Kaskaoutis, 2007). O padrão verificado na atmosfera de
Campo Grande é típico de ambientes atmosféricos contaminados por aerossóis advindos
120
de queima de biomassa. Em uma análise sazonal, verificou-se que as estações da
primavera e do inverno apresentam padrões típicos de ambientes contaminados via queima
de biomassa (altos valores de τ500nm e de α440-870nm) enquanto nas estações do verão e do
outono, há predominância de atmosferas limpas (baixos valores de τ500nm).
- a análise da correlação entre os valores de água precipitável e profundidade óptica de
aerossóis em 500nm mostrou que durante os eventos críticos com a atmosfera
contaminada por aerossóis advindos de queima de biomassa (τ500nm > 0,6 e α440-870nm > 1,5)
há uma relação de proporcionalidade com coeficiente de correlação R de 84%. Tal fato
indica aerossóis higroscópicos durante eventos críticos (Holben et. al. 2002);
- a análise da variabilidade horária da profundidade óptica em 500nm não mostrou um
padrão claro. Durante o inverno e a primavera ocorrem variações mais pronunciadas
devido à intensa entrada de aerossóis enquanto no verão, estação relativamente limpa, as
variações são menores. Em análise similar, Ferreira [2005] verificou valores de
profundidade óptica total determinados a partir de dados piranométricos de irradiância
solar total maiores durante o período da manhã do que no período da tarde; Neste caso, os
valores de profundidade óptica total consideram tanto os gases (com espalhamento
Rayleigh predominante) como os aerossóis (com espalhamento Rayleigh e Mie) além das
componentes difusa da radiação solar. Neste trabalho foram utilizados dados de
profundidades ópticas de aerossóis a partir de dados de radiação direta, descontadas as
atenuações devidas aos gases. Na primavera e no inverno os valores maiores de τ500nm
ocorrem no período da tarde; Durante o período da manhã, o ar está mais concentrado
junto à superfície e as partículas/aerossóis mais assentadas. Conforme a atmosfera e a
superfície vão se aquecendo, intensificam-se as células de convecção dispersando mais
intensamente os gases e suspendendo mais intensamente partículas.
- na variabilidade horária do expoente ângstron α440-870nm verificou-se um padrão mais
claro de redução no período compreendido entre as 09:00 e 15:00 e aumento nos períodos
de 06:00 as 09:00 e de 15:00 as 18:00. Os valores mais altos de α440-870nm durante o
período intermediário da manhã e tarde sugerem que as células de convecção mais
intensas no período intermediário, com maior intensidade de incidência de radiação,
conseguem suspender partículas maiores, reduzindo os valores do α440-870nm.
121
Relativamente às variações nas propriedades radiométricas e ópticas dos aerossóis em
consonância às condições atmosféricas favoráveis à permanência dos aerossóis na
atmosfera, durante eventos críticos, verificou-se que:
- as imagens Terra – Modis RGB indicando as trajetórias das plumas de fumaças e os
focos de calor confirmam as correlações matemáticas entre o número de focos de calor em
regiões fonte de aerossóis via queima de biomassa e os valores de τ500nm.
- as análises das trajetórias de ventos em vários níveis (950, 850, 700 e 500hPa) mostram
que o transporte de poluentes ocorre mais intensamente nos níveis intermediários de 850 e
700hPa (1800 e 2500 metros); Tal verificação sugere que esses poluentes podem apenas
estarem passando por sobre Campo Grande-MS e não alterando a qualidade do ar à
superfície, condição diferente da verificada em cidades como Cuiabá-MT e Alta Floresta-
MT, onde medições de concentrações à superfície em Rebellato [2005] e Artaxo [2005],
respectivamente, permitiram tal conclusão. Para confirmação de tal hipótese seriam
necessárias medições de concentração de particulados à superfície.
- verificou-se que durante os eventos críticos de atenuação de radiação solar, além do
aporte de aerossóis via massas de ar, ocorrem condições meteorológicas favoráveis ao
aumento do tempo de permanência dos mesmos na atmosfera: vários dias sem
precipitações, inversões térmicas em baixos níveis confinando os poluentes gerados
localmente e entrada de massas de ar frio que quando estacionadas estabilizam a
atmosfera;
- durante os eventos críticos, as propriedades ópticas albedo de superfície simples e as
partes real e imaginária do índice de refração sofrem alterações significativas;
- outro parâmetro sensível durante eventos críticos é a razão entre a radiação difusa e a
radiação direta; Em localidades que contem com dois piranômetros, um para medições de
radiação global e outro para medições de radiação difusa, este parâmetro pode ser
utilizado no monitoramento de condições de intensa atenuação de radiação solar através de
atmosfera contaminada ou atmosfera mais densa;
122
SUGESTÕES PARA TRABALHOS FUTUROS
O estado do Mato Grosso do Sul vem passando por um processo de industrialização com a
implantação de várias usinas sucroalcooleiras na região de Dourados (a aproximadamente
150km a sudeste de Campo Grande) e na região de Três Lagoas (a aproximadamente
400km a leste de Campo Grande). Tal desenvolvimento poderá vir a alterar o padrão dos
regimes de aerossóis verificados na atmosfera de Campo Grande pelo transporte via
massas de ar. Em trabalhos futuros poderão ser verificadas tais alterações. Ainda, ações
governamentais para reduzir a queima de biomassa poderão ser acompanhadas a partir dos
parâmetros utilizados neste trabalho.
Há a necessidade de verificação da hipótese dos eventos críticos de atenuação de radiação
solar reportados neste trabalho não corresponderem a altas concentrações de particulados
em superfície. Com equipamentos de medições em superfície, poderá ser verificada tal
hipótese.
Estudar a composição química e os formatos dos aerossois de Campo Grande para se
estabelecer correlações com as propriedades microfísicas e ópticas obtidas pelos modelos
de inversão da AERONET/NASA.
Aprofundar o entendimento na modelagem de parâmetros micro-físicos e ópticos a partir
da inversão de dados de radiação difusa.
Obter mais informações acerca da produção de poluentes primários e secundários
precursores de aerossóis na área urbana central de Campo Grande/MS.
Estudar as correlações entre o parâmetro razão entre radiação difusa e radiação direta e
profundidade óptica de aerossóis em outros ambientes com regimes caracterizados por
outros tipos de aerossóis posto que estações meteorológicas contando com piranômetros
para medidas de irradiância solar total e difusa vêm sendo implantadas em ritmo mais
acelerado no Brasil através do programa SONDA.
Estudar possíveis correlações entre profundidade óptica e dados de visibilidade medidos
em aeroportos.
ANEXO I
Distribuição das inversões térmicas verificadas a partir de dados de sondagens atmosféricas realizadas diariamente as 12 UTC e 00 UTC pela
Aeronáutica no aeroporto de Campo Grande – MS (Fonte DAS).
Altura 0-200 200-400 400-600 >600 Mês/ano 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2003 2004 2005 2006 2007 2008
JAN 2/0 5/8 1/5 - - 1/8 1/1 3/1 1/0 - - 0/0 0/0 0/0 0/1 - - 0/0 2/1 4/4 5/4 - - 8/3
FEV 2/7 0/4 3/22 - - 1/14 2/2 7/1 8/0 - - 0/1 1/1 3/0 3/0 - - 0/0 1/1 4/7 9/1 - - 6/2
MAR 2/10 9/15 2/16 0/8 5/16 4/18 3/1 7/0 10/3 3/0 4/1 6/0 0/0 1/0 3/0 3/1 0/0 1/0 2/2 8/6 9/3 3/3 4/0 11/4
ABR 2/10 7/9 1/11 3/15 5/16 4/6 2/1 4/3 1/0 8/0 5/1 4/1 0/0 1/0 2/0 0/0 1/0 0/0 5/3 3/6 6/5 10/5 7/2 7/3
MAI 11/15 6/3 11/23 15/21 11/17 12/17 5/0 1/0 6/2 4/1 5/0 5/2 0/1 0/2 0/0 3/0 0/0 1/1 7/11 4/3 10/3 3/3 5/3 10/4
JUN 18/11 11/11 11/9 16/20 - 8/15 4/2 4/0 0/0 0/0 - 4/2 3/0 1/0 1/0 0/0 - 1/1 4/13 2/4 1/2 2/2 - 1/2
JUL 16/13 10/10 15/16 17/23 - 15/16 1/0 7/1 6/2 4/0 - 2/1 0/0 1/2 1/3 0/1 - 0/0 5/11 2/7 4/5 3/1 - 0/0
AGO 9/10 16/19 14/27 0/4 11/15 3/6 5/1 11/2 4/0 3/0 4/2 4/0 1/1 0/2 3/1 0/0 1/2 0/0 0/1 2/4 7/2 1/1 4/0 2/3
SET 11/12 13/18 6/15 3/9 10/25 2/4 7/3 9/0 14/4 5/1 5/0 0/0 1/0 0/1 5/2 4/1 0/0 0/0 1/6 3/5 3/5 2/3 6/0 2/0
OUT 5/12 8/8 11/17 - 6/18 - 8/4 6/3 7/2 - 11/2 - 3/0 2/3 0/0 - 2/0 - 5/9 6/8 3/4 - 3/3 -
NOV 4/5 1/14 3/16 - 1/8 - 4/0 8/3 8/4 - 2/1 - 1/0 1/2 5/1 - 1/0 - 4/7 8/3 3/5 - 1/6 -
DEZ 1/7 4/16 0/4 - 2/9 2/15 4/0 4/2 3/1 - 2/0 7/1 1/0 2/0 5/0 - 2/0 1/0 0/1 8/6 2/5 - 6/1 13/2
Dias sem sondagens Ordem: 12z – 00z Jan/2003: 01/12z e 00z – 02/00z – 11/12z - 12/00z – 15/00z Fev/2003: 03/00z – 25/12z – 26/00z e 12z – 27/00z e 12z Mar/2003: 22/00z e 12z – 23/00z e 12z – 24/00z e 12z – 25/00z e 12z – 26/00z e 12z – 27/00z e 12z – 31/00z e 12z Abr/2003: 22/00z e 12z – 23/00z e 12z – 24/00z e 12z – 25/00z e 12z – 26/00z e 12z – 27/00z e 12z Maio/2003: 08/12z – 09/00z – 11/12z – 15/12z – 17/12z Jun/2003: 29/12z Jul/2003: 09/12z – 10/00z e 12z – 11/00z e 12z – 12/00z e 12z – 13/00z e 12z – 14/00z e 12z Ago/2003: 12/00z e 12z – 13/00z e 12z – 14/00z e 12z – 15/00z e 12z – 16/00z e 12z – 17/00z e 12z – 18/00z e 12z – 21/12z - 25/12z – 26/00z e 12z – 27/00z e 12z – 28/00z e 12z – 29/00z e 12z – 30/00z e 12z – 31/00z e 12z Set/2003: 01/00z e 12z – 02/00z e 12z – 03/00z e 12z – 04/00z – 10/12z – 16/00z e 12z – 27/00z e 12z – 28/00z Out/2003: 03/00z – 7/12z – 10/00z e 12z – 11/00z – 24/12z Nov/2003: 16/12z – 17/00z e 12z - 18/00z e 12z - 19/00z e 12z - 20/00z e 12z - 21/00z e 12z - 22/00z e 12z - 23/00z e 12z - 24/00z e 12z - 25/00z e 12z - 26/00z e 12z - 27/00z e 12z - 28/00z e 12z - 29/00z e 12z - 30/00z e 12z Dez/2003: 11/12z – 12/00z e 12z – 19/00z – 26/00z Jan/2004: 8/12z – 19/12z – 25/12z Fev/2004: 14/00z – 20/00z – 22/12z – 23/00z e 12z - 24/00z e 12z - 25/00z e 12z - 26/00z e 12z - 27/00z e 12z - 28/00z e 12z Mar/2004: 04/00z – 22/00z e 12z Abr/2004: 03/12z – 04/00z – 21/12z – 27/00z e 12z – 28/00z e 12z – 29/00z e 12z – 30/00z e 12z
124
Mai/2004: 06/12z – 14/00z e 12z - 15/00z e 12z - 16/00z e 12z - 17/00z e 12z - 18/00z e 12z - 19/00z e 12z - 20/00z e 12z - 21/00z e 12z - 22/00z e 12z - 23/00z e 12z - 24/00z e 12z - 25/00z e 12z - 26/00z e 12z - 27/00z e 12z - 28/00z e 12z - 29/00z e 12z - 30/00z e 12z - 31/00z e 12z Jun/2004: 09/00z – 11/12z – 20/00z – 23/12z – 24/00z e 12z - 25/00z e 12z -26/00z e 12z -27/00z e 12z -28/00z e 12z -29/00z e 12z - 30/00z e 12z Jul/2004: 10/00z – 25/12z – 26/00z e 12z - 27/00z e 12z - 28/00z e 12z - 29/00z e 12z - 30/00z e 12z - 31/00z e 12z Ago/2004: 05/00z e 12z – 28/00z Set/2004: 03/12z – 04/00z – 19/00z Out/2004: 23/12z – 24/00z Nov/2004: 20/00z – 27/12z – 28/00z e 12z – 29/00z e 12z – 30/00z e 12z Dez/2004: - Jan/2005: 01/12z – 02/00z e 12z – 03/00z e 12z – 24/00z e 12z - 25/00z e 12z - 26/00z e 12z - 27/00z e 12z - 28/00z e 12z - 29/00z e 12z - 30/00z e 12z - 31/00z e 12z Fev/2005: 08/00z Mar/2005: 12/00z e 12z – 13/00z e 12z – 30/00z e 12z – 31/00z e 12z Abr/2005: 02/12z – 19/12z - 20/00z e 12z - 21/00z e 12z - 22/00z e 12z - 23/00z e 12z - 24/00z e 12z - 25/00z e 12z - 26/00z e 12z - 27/00z e 12z - 28/00z e 12z - 29/00z e 12z - 30/00z e 12z Mai/2005: - Jun/2005: 15/00z e 12z – 16/00z e 12z - 17/00z e 12z - 18/00z e 12z - 19/00z e 12z - 20/00z e 12z - 21/00z e 12z - 22/00z e 12z - 23/00z e 12z - 24/00z e 12z - 25/00z e 12z - 26/00z e 12z - 27/00z e 12z - 28/00z e 12z - 29/00z e 12z - 30/00z e 12z Jul/2005: 14/12z – 31/00z e 12z Ago/2005: 7/00z – 20/12z Set/2005: 02/00z – Out/2005: 27/00z Nov/2005: 26/12z Dez/2005: 03/12z – 10/00z – 17/00z e 12z - 18/00z e 12z - 19/00z e 12z - 20/00z e 12z - 21/00z e 12z - 22/00z e 12z - 23/00z e 12z - 24/00z e 12z - 25/00z e 12z - 26/00z e 12z - 27/00z e 12z - 28/00z e 12z - 29/00z e 12z - 30/00z e 12z - 31/00z e 12z Mar/2006: 01/00z e 12z – 02/00z e 12z - 03/00z e 12z - 04/00z e 12z - 05/00z e 12z - 06/00z e 12z - 07/00z e 12z - 08/00z e 12z - 09/00z e 12z - 10/00z e 12z - 11/00z e 12z - 12/00z e 12z - 13/00z – 20/00z e 12z – 24/12z Abr/2006: 10/00z – 17/12z – 27/12z – 28/00z e 12z - 29/00z e 12z - 30/00z e 12z Mai/2006: 02/12z – 10/00z – 13/12z – 20/00z – 22/00z – 25/00z e 12z – 26/00z – 27/12z – 31/00z Jun/2006: 08/12z – 09/00z e 12z – 12/00z – 18/12z – 24/12z – 25/00z e 12z - 26/00z e 12z - 27/00z e 12z - 28/00z e 12z - 29/00z e 12z - 30/00z e 12z Jul/2006: 08/12z – 12/00z – 17/12z – 24/12z – 28/00z e 12z – 29/00z e 12z – 30/00z e 12z – 31/00z e 12z Ago/2006: 01/00z e 12z - 02/00z e 12z - 03/00z e 12z - 04/00z e 12z - 05/00z e 12z - 06/00z e 12z - 07/00z e 12z - 08/00z e 12z - 09/00z e 12z - 10/00z e 12z - 11/00z e 12z - 12/00z e 12z - 13/00z e 12z - 14/00z e 12z - 15/00z e 12z - 16/00z e 12z - 17/00z e 12z - 18/00z e 12z - 19/00z e 12z - 20/00z e 12z - 21/00z e 12z - 22/00z e 12z - 23/00z e 12z - 24/00z e 12z - 25/00z e 12z - 26/00z – 31/12z Set/2006: 05/12z – 06/00z e 12z - 07/00z e 12z - 08/00z e 12z - 09/00z e 12z - 10/00z e 12z - 11/00z e 12z - 12/00z e 12z - 13/00z e 12z - 14/00z e 12z - 15/00z e 12z - 16/00z – 19/00z – 28/00z Out/2006: - Nov/2006: - Dez/2006: - 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REFERÊNCIAS
Aires, C. B. Avaliação de contaminantes produzidos em locais de queimadas e
transportados para regiões onde não se queima. 117 p. Tese (Doutorado em Geofísica
Espacial – INPE, 2001).
Answers. Solar variation. 2007. Disponivel em: http://www.answers.com/topic/solar-
variation.
Artaxo, P, Gatti, V. L., Córdova, M. A., Longo, M. K, Freitas, R. S.; Química atmosférica
na Amazônia: A floresta e as emissões de queimadas controlando a composição da
atmosfera amazônica. ACTA Amazônica, Vol. 35 – 2005; 185-196.
Artaxo, P., Paixão M. A., Pires C., Correia A.; Climatologia das propriedade ópticas do
aerossol na Amazônia com base na rede AERONET. HTTP://www.cbmet.com.br, 2002.
Atlas da radiação do Brasil – SONDA/CPTEC
Behnert I., Matthias V., Doerffer R.; Aerosol Climatology from ground-based
measurements for the southern North Sea. Atmospheric Research 84 (2007) p. 201 – 220.
Carvalho G. F., Jablonski A. Estudo das Partículas totais em suspensão e metais
associados em áreas urbanas. Química Nova 23 – 2000. pages: 614 – 617.
Chagas, R. C., Martins, R, F, Pereira, E. B., Procedimentos de Validação de dados de
radiação solar na rede de estações do projeto Sonda, 2004.
Chandrasekhar, S. Radiative Transfer, Dover Publishing Inc., New York, EUA, 1950.
Climate Change 2007: Working Group I: The Physical Science Basis.
Crutzen, P.M., and M.O. Andreae, Biomass burning in the tropics: Impact on
atmosphericchemistry and biogeochemical cycle, Science, 250, 1669-1678, 1990.
Diego: Academic Press, INC, 1977. 467 p. ISBN 0-12-732950-1.
126
Dubovik, O. and M. D. King, 2000: A flexible inversion algorithm for retrieval of aerosol
optical properties from Sun and sky radiance measurements," J. Geophys. Res., 105, 20
673-20 696.
Eck, T. F., Holben, B. N., Reid, J. S., O’Neill, N. T., Schafer, J. S., Dubovik, O., Smirnov,
A., Yamasoe, M. A., Artaxo, P. High aerosol optical depth biomass burning events: A
comparison of optical properties for different source regions. Geophysical Research
Letters, Vol. 30 nº20 – 2003.
Eck, T.F., B. N. Holben, I. Slutsker, and A. Setzer, 1998: Measurements of irradiance
attenuation and estimation of aerosol single scattering albedo for biomass burning aerosols
in Amazonia, J. Geophys. Res., 103, 31 865-31 878.
Fearnside, M. P. A água de São Paulo e a floresta amazônica. Ciência Hoje, Volume de
abril de 2004; 63 – 65.
Fernandes, W. A. Características dos relâmpagos gerados por nuvens de tempestade em
ambientes sob a influência das queimadas em Rondônia. 184 p. Tese (Doutorado em
Geofísica Espacial – INPE 2006).
Ferreira J. M. Efeitos da Queima da Biomassa e precipitação na estimativa da espessura
óptica atmosférica total em Campo Grande – MS, a partir de medidas piranométricas. 84
p. Dissertação (Programa de Pós Graduação em Física Aplicada – UFMS, 2005)
Fisch, G., Marengo A. J., Nobre C. A., Clima na Amazônia. ACTA Amazônica, Vol. 28 –
1998; 101-126.
Freitas, S. R.; Longo, K. M.; Dias, M. A. F. S.; Dias P. L. S. Emissões de queimadas em
ecossistemas da América do Sul. Estudos Avançados 19 (53), 2005.
Gonçalves, L. O. L., Avaliação de metodologias de caracterização atmosférica na
conversão de dados radiométricos digitais em valores físicos. 132 p. Dissertação
(Mestrado no Curso de Pós Graduação em Sensoriamento Remoto – INPE, 2008).
Goody R. M. and Walker J. C. G.; Atmosferas Planetárias, 1975. Editora Edgard Blucher
ltda.
127
Hinds, W. C. Aerosol technology: properties, behavior, and measurement of airborne
particles. New York: John Wiley & Sons, 1982. p.465.
Holben, B. N., Eck, T. F., Slutsker I., Tanré, D., Buis, J. P., Setzer, A., Vermote, E.,
Reagan, J. A., Kaufman, Y. J., Nakajima, T., Lavenu, F., Jankowiak, I., Smirnov, A..
AERONET – A federated instrument network and data arquive for aerosol
characterization, Remote Sensing Environ. 66 1-16 1998.
Holben, B. N., Tanré, D., Smirnov, A., Eck, T.F. An Emerging grond-based aerosol climatology: Aerosol Optical Depth from AERONET. J. Geophys. Res., 106, 12 067-12 097 Houghton, T. J.; Filho, L. G. M.; Griggs, J. D.; Maskell, K.; An Introduction to Simple
Climate Models used in the IPCC Second Assessment Report, 1997.
Hu, C.; Muller-Karger, F. E.; Andrefouet, S.; Carder, K. L. Atmospheric correction and
cross-calibration of LANDSAT-7/ETM+ imagery over aquatic environments: A
multiplatform approach using SeaWiFS/MODIS. Remote Sensing of Environment, v.78,
n.1-2, p.99-107, Oct. 2001.
Iqbal, M. An introduction to solar radiation. 1. ed. Ontario: Academic Press, Inc., 1983.
389 p.
Kaufman, Y. J. Measurements of the aerosol optical thickness and the path radiance –
Implications on aerosol remote sensing and atmosferic corrections. Journal of Geophysical
Research, v. 98, p. 2677-2692,1993
Lima, C. M., Manutenção da circulação atmosférica sobre a América do Sul. 222 p. Tese (Doutorado em Meteorologia – INPE 1996). Liou, K. N. An Introduction to Atmospheric Radiation. International geophysics series.
London: Academic Press, Inc., 1980. 392 p. ISBSN 0-12-451450-2.
Matos, A. C., Torres, S. A., Landulfo, E., Nakaema, M. W., Uehara, T. S., Sawamura, P.,
Jesus, W., Estudo da Camada Limite Planetária com o uso de um lidar de
retroespalhamento em São Paulo, Brazil. Anais XIII Simpósio Brasileiro de
Sensoriamento Remoto, Florianópolis, Brasil, 21-26 Abril 2007, INPE, p. 3669-3675.
128
Oliveira, L. L., Zona de convergência no Atlântico Sul e suas influências no regime de
precipitação no Nordeste do Brasil. 126 p. Dissertação (Mestrado em Meteorologia –
INPE 1981).
Ponzoni, F. J.; Zullo Junior, Z.; Lamparelli, R. A. C. Calibracao absoluta de sensores
orbitais : conceituacao, principais procedimentos e aplicacao. Sao Jose dos Campos, SP:
Parentese, 2007, 72p.
Rebellato, L. A. Determinação de índices quantitativos de material particulado inalável
nos períodos seco e úmido na cidade de Cuiabá. 125 p. Dissertação (Programa de Pós-
graduação em Física e Meio Ambiente da UFMT 2005).
Relatório de Qualidade do Ar 2006 – CETESB; 2007
Reid. S. J., Hobbs V. P., Ferek, J. R., Blake, R. D., Martins, V. J., Dunlap, M. R., Liousse,
C., Physical, chemical, and, optical properties of regional hazes dominated by smoke in
Brazil; Journal of Geophysical Research, Vol. 103; pages: 32059 – 32080; December of
1998.
Ribeiro, G. L. L.; Carreira S. R.; Wagener R. L. A. Black carbon contends and distribution
in sediments from the southeastern Brazilian coast (Guanabara Bay), Journal of the
Brazilian Chemical Society. Vol. 19 nº07 - 2008
Souza, M. P. e Echer, E., Schush J. N. A Lei de Beer aplicada na atmosfera terrestre.
Revista Brasileira de Ensino de Física vol: 23 nº03 2001.
Stanley and Manathan, 2000 – Environmental Chemistry
Tucci, C. E. M. Hidrologia Ciência e Aplicação 2a edição: ABRH, 1986. 942 p.
Twomey, S. 1977 – Atmospheric aerosols.
Vermote, E. F.; Vermeulen, V. Atmospheric correction algorithm: spectral reflectances
(Mod09). 1999. Disponivel em: http://modis.gsfc.nasa.gov/data/atbd/atbd_mod08.pdf
Vianello, R. L., & Alves, A. R., 1991 – Meteorologia Básica e Aplicações.
Wallace, J. M.; Hobbs, P. V. Atmospheric Science: An introductory survey. San
129
Yamasoe, A. M. Estudo de propriedades ópticas de partículas de aerossóis a partir de uma
rede de radiômetros. 233 p. Tese (Doutorado em Ciências – USP, 1999).
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