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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


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


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


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


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




AERONET/NASA..............................................................................................................93

Figura 50. – Sequência de imagens coletadas pelo sensor Modis/Terra abrangendo






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




AERONET/NASA..............................................................................................................96



16





precipitável (linha vermelha pontilhada) durante o mês de agosto de 2007. As

circunferências pretas indicam traços de precipitações.....................................................100




AERONET/NASA ...........................................................................................................100




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



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




AERONET/NASA............................................................................................................106




radiação solar. Fonte: NASA-LAADS..............................................................................111


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


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


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)


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


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


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.



Cuiabá/MT com τ500nm = 2,16 e α440-870nm = 1,83.

Fonte: AERONET/NASA

75



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

)


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)


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

)


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)


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)


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

)


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.


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

)


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


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


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

)




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




solar. Fonte: AERONET/NASA

98





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




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

)




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




solar.

Fonte: AERONET/NASA



103


Dia 31/08 as 00z


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





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

o di

fusa

e ra

diaç

ão g

loba

l

02468

1012

Por

cent

agem

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


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

)




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 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 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


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



110






111







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





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

ios

(m/s

)

0

2

4

6

8

Por

cent

agem

de

cal

mar

ias

(%)

0,20,30,40,50,60,70,80,9

R

azão

ent

re r

adia

ção

difu

sae

radi

ação

glo

bal

0

2

τ 500n

m


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


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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