UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS

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1 UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS NILTON MANUEL ÉVORA DO ROSÁRIO Comparação de profundidades ópticas espectrais do aerossol obtidas para São Paulo a partir de um Multifilter Rotating Shadowband Radiometer e do fotômetro solar da AERONET São Paulo 2006

2 NILTON MANUEL ÉVORA DO ROSÁRIO Comparação de profundidades ópticas espectrais do aerossol obtidas para São Paulo a partir de um Multifilter Rotating Shadowband Radiometer e do fotômetro solar da AERONET Dissertação apresentada ao Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo para obtenção do título de Mestre em Ciências. Área de concentração: Meteorologia Orientador: Prof. Dra. Márcia Akemi Yamasoe São Paulo 2006

3 Ficha Catalográfica Elaborada pelo Serviço de Biblioteca e Documentação do Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da USP Rosário, Nilton Manuel Évora do R713e Comparação de profundidades ópticas espectrais do aerossol obtidas para São Paulo a partir de um Multifilter Rotating Shadowband Radiometer e do fotômetro solar da AERONET/ Nilton Manuel Évora do Rosário. São Paulo, p. Dissertação (Mestrado). Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo. Área de Concentração: Meteorologia Orientadora: Yamasoe, Márcia Akemi 1. Sensoriamento Remoto. 2. Fotometria solar. 3. Aerossóis. 4. Profundidade óptica. 5. Processos radiativos na atmosfera. 6. Poluição urbana. I. Yamasoe, Márcia Akemi; orient. II. Título. Autorizo a reprodução e divulgação total ou parcial deste trabalho, por qualquer meio convencional ou eletrônico, para fins de estudo e pesquisa, desde que citada a fonte o autor.

4 À Inácia Julia do Rosário in memorian

5 Agradecimentos Agradeço a Deus por colocar pessoas tão especiais e importantes na minha vida. À minha esposa Ana Paula pela dedicação, compreensão e amor em todos os momentos e pela revisão dos textos deste trabalho. Ao Pedro, meu filho, e aos meus pais pelo sacrifício e amor, para que eu pudesse chegar aqui. À Dra. Márcia Akemi Yamasoe pela confiança e orientação, incentivando-me a todo instante e por participar dessa importante etapa da minha vida acadêmica, contribuindo com todo o seu conhecimento. Ao professor Dr. Artemio Plana-Fattori por me apresentar à pesquisa científica ainda na graduação. Aos professores Dr. Carlos Morales e Dr. Pedro Dias pelas oportunas sugestões para o desenvolvimento deste trabalho. A todos os professores do Departamento de Ciências Atmosféricas do IAG que de forma competente participaram da minha formação desde a graduação. A todos os funcionários do IAG que uma forma ou outra contribuíram para a minha formação. Aos companheiros e amigos do IAG, André Sayão, Ricardo Siqueira, Ivan Mamede, Giovanni Dolif, Fabiana Weykamp pela amizade e todo o apoio durante o desenvolvimento deste trabalho. À AERONET, na pessoa do Dr. Paulo Artaxo Netto, pelo esforço no estabelecimento e manutenção da estação de São Paulo. A Joel Schafer pelo esclarecimento de dúvidas relacionadas com os dados da AERONET. Ao Dr. Albert Bruch por disponibilizar o espaço do Laboratório Nacional de Astrofísica (LNA) para calibração de um dos radiômetros MFRSR e a todos os funcionários que nos apoiaram durante a nossa estadia no LNA. À CAPES pelo auxílio financeiro recebido durante este trabalho. Aos demais familiares e amigos que sempre me apoiaram na minha vida acadêmica e fora dela. A todos os brasileiros que tornaram possível a minha formação numa instituição de excelente qualidade e mais do que isso, me acolheram e fizeram-me sentir em casa, mesmo estando longe da minha terra natal. v

6 Na ciência nunca estamos seguros de possuir a verdade acerca de nosso belo e estranho mundo, que sempre pode opor-se às teorias que tentam desvendar a sua estrutura mais íntima e profunda. Nem por isso devemos abandonar a busca da verdade e naufragar num ceticismo estéril. Sir Karl Popper

7 Resumo DO ROSÁRIO, N. M. E. Comparação de profundidades ópticas espectrais do aerossol obtidas para São Paulo a partir de um Multifilter Rotating Shadowband Radiometer e do fotômetro solar da AERONET p. Dissertação (Mestrado) Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas, Universidade de São Paulo, A avaliação dos efeitos do aerossol sobre o balanço radiativo exige que se conheça a sua concentração e distribuição espaço-temporal. Por isso, o monitoramento em longo prazo do aerossol para diferentes regiões do globo é de suma importância. Tendo em vista este objetivo, estações de monitoramento do aerossol têm sido implementadas ao redor do globo. Tradicionalmente, as estações utilizam a técnica da fotometria solar para inferir a quantidade de aerossol na atmosfera através da sua profundidade óptica ( τ a ). Avaliações precisas do efeito do aerossol requerem que τ a seja acuradamente determinada. Além disso, objetivando a comparação entre as estações, a Organização Mundial de Meteorologia (OMM) sugeriu limites para discrepâncias entre os instrumentos. Neste trabalho compararam-se profundidades ópticas espectrais do aerossol obtidas para São Paulo por dois tipos de radiômetros, um fotômetro modelo CE318A pertencente à AErosol RObotic NETwork (AERONET) e um Multi-Filter Rotating Shadowband Radiometer. Os resultados mostram que a variabilidade temporal de τ a é bem identificada pelos dois instrumentos. No entanto, a magnitude de τ a apresentou diferenças sistemáticas. O desvio médio quadrático entre as medidas de três dos canais comparados foi próximo de 0,03, sendo que o limite sugerido pela OMM para condições de atmosfera limpa é 0,02. Isso mostra que os dois radiômetros fornecem dados de qualidade comparável. Ainda no presente trabalho avaliou-se o desempenho de alguns modelos ópticos de aerossol na recuperação numérica de irradiância solar global à superfície utilizando o código de transferência radiativa SBDART. As simulações mostram que quando se objetiva cálculos acurados, especialmente para altos valores de τ a, a escolha do modelo óptico torna-se importante. O uso indiscriminado de um único modelo óptico de aerossol em São Paulo pode causar impactos acima de 50 W.m -2 nos cálculos de irradiância solar global. A comparação entre medições realizadas por radiômetros e irradiância simulada revela boa representatividade dos referidos modelos ópticos. Entretanto, os resultados mostram que o monitoramento em alta resolução temporal da profundidade óptica do aerossol é importante quando se almeja resultados acurados. Palavras-chave: Sensoriamento remoto; Fotometria solar; Aerossóis; Profundidade óptica; Processos radiativos na atmosfera; Poluição urbana. vii

8 Abstract DO ROSÁRIO, N. M. E. Comparison of spectral aerosol optical depths in São Paulo city retrieved with a Multi-Filter Rotating Shadowband Radiometer and AERONET sun photometer p. Dissertation (MSc.) Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosférica, Universidade de São Paulo, The evaluation of the aerosol effects on the Earth s radiation budget demands the knowledge of its concentration, spatial and temporal distribution.therefore, long-term measurements of aerosol properties in different regions of the Earth is very important. For this purpose, monitoring systems of atmospheric aerosol have been implemented in different sites around the Earth. In general, these systems use the sun photometry technique to estimate the aerosol optical depth. Accurate retrievals of the aerosol optical depth are necessary for a precise characterization of the aerosol effect. Besides that, World Meteorological Organization (WMO) recommends a threshold for discrepancies in aerosol optical depth retrieved with different instruments. On this work, spectral aerosol optical depth results observed in São Paulo city by two different radiometers, a CE318A sun photometer that is part of the AERONET (Aerosol RObotic NETwork) global network and a Multi-Filter Rotating Shadowband Radiometer are compared. The results show that the temporal variability of aerosol optical depth is well characterized by the two radiometers. However, the magnitude of optical depth presented systematic differences. The root mean square for three of the compared wavelengths was about 0.03, close to the 0.02 aerosol optical depth accuracy suggested by WMO. These accuracies show that the two radiometers allow aerosol optical depth retrievals with similar quality. Also in this study a dynamic aerosol optical model was used to estimate the surface solar irradiance with the radiative transfer code SBDART. The numerical simulations show that when accurate estimation is necessary, a precise optical model definition is important, especially for high aerosol optical depth conditions. Choosing a wrong aerosol optical model would introduce a bias in solar irradiance at the surface of about 50 W.m -2. The irradiance derived from SBDART is compared with surface measurements presenting good consistence. This shows that the aerosol optical models are representative for São Paulo conditions. However, for an accurate estimation of solar irradiance at the surface, it is important to monitor aerosol optical depth with high temporal resolution. Keywords: Remote sensing; Sun photometry; Aerosols; Optical depth; Radiative processes in the atmosphere; Urban pollution. viii

9 Lista de Figuras Figura 1.1: Classificação das partículas de aerossol em função do seu diâmetro e os principais processos relacionados à origem e remoção destes. (Fonte: Pueschel, 1995) Figura 1.2: Localização geográfica da RMSP destacando a cidade de São Paulo...12 Figura 2.1: Curva de distribuição espectral da energia para corpos negros a diferentes temperaturas. O corpo negro a 6000K é o representativo do Sol. Região colorida abaixo das curvas representa a região visível do espectro eletromagnético.(fonte: Disponível em: Acesso em: abril 2006) Figura 2.2: Espectro eletromagnético. Em destaque a região espectral correspondente à radiação solar com a região visível do espectro identificada como luz. (Fonte: Apostila Sensor-Rem-INPE.pdf, Disponível em: em: 16 maio 2006)...17 Figura 2.3: Distribuição espectral da irradiância solar no topo da atmosfera terrestre segundo a biblioteca Lowtran 7. (Fonte: Castanho, 2005) Figura 2.4: Distribuição vertical típica dos principais constituintes químicos da atmosfera. Os perfis em pontilhado destacam alguns desses constituintes. (Fonte: Meloni, 2005)...20 Figura 2.5: Distribuição global da profundidade óptica de partículas da moda fina e grossa derivados a partir de medições do sensor MODIS a bordo dos satélites Terra e Aqua para setembro de A AOD é obtida para 0,55µm e representa uma medida de concentração de partículas de aerossol na coluna atmosférica. As regiões mais escuras correspondem a superfícies com propriedades impróprias para aplicar o algoritmo de inversão do MODIS. As caixas brancas indicam regiões com alta concentração de partículas. (a) Aerossol da moda fina. Em destaque a poluição nos países da Europa, América do Norte e no sul e leste da Ásia (regiões a, c e e), as queimadas na América do Sul e sul da África (regiões b e d). (b) Aerossol da moda grossa. As regiões a e c mostram o aerossol associado aos desertos na África e no Médio Oriente e a região b exibe o domínio das partículas de sal marinho no sul do hemisfério austral. (Fonte: Kaufman et al., 2002)...21 Figura 2.6: Distribuição da irradiância espectral solar no topo da atmosfera, ao nível médio do mar e de um corpo negro à temperatura de 5900K. As áreas pontilhadas exibem as regiões espectrais de forte absorção pelos gases presentes na atmosfera. (Fonte: Seinfeld e Pandis, 1998)...22 Figura 2.7: Espectro de absorção. (a) Oxigênio molecular e ozônio. (b) Vapor d água. (c) Atmosfera. (Fonte: Seinfeld e Pandis, 1998)...24 Figura 2.8: Espectro de tamanho para partículas de diferentes naturezas...25 Figura 2.9: Processos associados à interação entre um feixe de radiação eletromagnética incidente e uma partícula. (Fonte: Seinfeld e Pandis, 1998)...27

10 Lista de Figuras Figura 2.10: Espalhamento da radiação eletromagnética por uma partícula. (a) Espalhamento Rayleigh. (b) Espalhamento Mie. (c) Espalhamento Mie para partículas muito grandes. (Fonte: Disponível em: Acesso em: abril 2006)...29 Figura 2.11: Eficiência de extinção, Q ext, λ, calculado a partir da teoria Mie para partículas com diferentes índices de refração. (Fonte: Sokolik, 2006)...33 Figura 2.12: Atenuação de um feixe de radiação monocromático ao atravessar um meio homogêneo...33 Figura 2.13: A trajetória de um feixe de radiação solar através da atmosfera. (a) Atmosfera plano-paralela não refrativa e homogênea. (b) Atmosfera esférica refrativa e não homogênea. (Fonte: Iqbal, 1983)...37 Figura 3.1: Fotômetro CE318A. (a) Modo parking. (b) Modo automático...41 Figura 3.2: Medições do CE318A, onde θ e ϕ são, respectivamente, os ângulos zenital e azimutal do sensor, e θ o e ϕ o do disco solar. (a) No plano principal. (b) Em almucântar. (Fonte: Castanho, 2005)...42 Figura 3.3: (a) Radiômetro MFRSR. (b) Difusor. (c) Em operação, sombreando o difusor. (d) Disposição interna dos fotodetectores. (Fonte: (a, b, d) (c) Marcelo Corrêa)...43 Figura 3.4: Configurações do MFRSR. (a) Principais componentes. (b) Geometria de sombreamento...44 Figura 3.5: Fotos ilustrativas. (a) Piranômetro CM21 (Fonte: (b) Sensor PAR (Fonte: Figura 3.6: Exemplo da aplicação do método Langley Plot para medidas de irradiância solar espectral obtidas no dia 01 de agosto de 2005 no Laboratório Nacional de Astrofísica (LNA), em Brazópolis, Minas Gerais Figura 3.7: Calibração do fotômetro CE318A nos laboratórios da NASA. (a) Calibração do sensor de radiância direta a partir de instrumentos de referência calibrados em Mauna Loa, Hawai. (b) Calibração do sensor da radiância do céu por meio de uma esfera integradora. (Fonte: Cachorro 2004)...53 Figura 3.8: Diferença entre as AOD s fornecidas pela AERONET para duas versões (v1 e v2) de cálculos considerando diferentes correções na aplicação da lei de Beer...55 Figura 3.9: Freqüência de dados do nível 2.0 para o período entre julho de 2004 e abril de Figura 3.10: Diferença entre AOD do nível 1.5 e 2.0 obtida para o canal 870 nm do CE318A. Quadro superior apresenta diferença em função da massa óptica relativa e o inferior em função do dia Juliano...58 x

11 Lista de Figuras Figura 3.11: Profundidades ópticas típicas dos constituintes atmosféricos que afetam os canais espectrais do MFRSR padrão. A profundidade óptica molecular para P=P o (1013,25 hpa); aerossóis com raio efetivo (r eff ) igual a 0,2 e 0,5 µm e AOD = 0,1 em 550 nm; conteúdo de NO 2 = 2DU e O 3 =300DU. As funções respostas são apresentadas em unidades arbitrárias e as setas representam os canais usados neste trabalho. (Fonte: Alexandrov et al., 2002)...59 Figura 3.12: Diferença entre AOD s do MFR35 calculadas para o dia 30/08/2004 considerando duas correções angulares diferentes, a referente ao ano de 1999 e a atualizada para o ano de Figura 3.13: AOD (29/08/2005) para 1037 e 1020 nm do MFR34 e AERONET, respectivamente. Procedimento de redução da freqüência (freq.) dos dados do MFR34 para os da AERONET...63 Figura 3.14: Inserindo as propriedades microfísicas fornecidas pelo radiômetro no código Mie são obtidas as propriedades ópticas espectrais. A partir do código de transferência radiativa de Dave e Gazdag [1970] as propriedades ópticas para outras regiões do espectro solar foram estimadas. (Fonte: Castanho, 2005)...64 Figura 3.15: Modelos espectrais de aerossol parametrizados em função do albedo simples em 550 nm. (a) Albedo simples espectral (ω o,λ ). (b) Parâmetro de assimetria (g). (c)eficiência de extinção (Q ext,λ ). (Fonte: Castanho, 2005)...65 Figura 4.1: Método Geral aplicado para o período da manhã do dia 24/09/2004. Calibração do canal 870 nm do MFR34 a partir do canal 670 nm da AERONET. τ m,870 representa a profundidade óptica molecular no canal 870 nm, m a massa óptica atmosférica e α ( 440 / 870 σ α ) o coeficiente de Ångström médio no período e o correspondente desvio padrão...69 Figura 4.2: Método geral de Forgan aplicado para o período da manhã do dia 24/09/2004. Calibração do canal 670 nm do MFR34 a partir do canal 870 nm do próprio instrumento...70 Figura 4.3: (a) Irradiância solar global para os 4 canais do MFR34 para o dia 02 de agosto de 2005 no OPD/LNA. (b) Método gráfico Langley Plot aplicado para o período da manhã do referido dia...72 Figura 4.4: Constantes de calibração obtidas no presente trabalho (RMSP-2004, LNA-2005) e valores teóricos obtidos por Plana Fattori et. al. [2004] ajustando a irradiância solar espectral dado por Kurucz [1994] à função filtro dos dois MFRSR.(a) MFR34. (b) MFR Figura 4.5: Representação gráfica da relação entre a AOD obtida com o MFR35 e a calculada a partir do MFR Figura 4.6: Diferença entre a AOD obtida a partir do MFR35 e do MFR34 como função da massa óptica atmosférica para os invernos de 2004 e xi

12 Lista de Figuras Figura 4.7: Evolução diurna da diferença entre a AOD obtida a partir do MFR35 e do MFR34 para os invernos de 2004 e Figura 4.8: Evolução diurna da razão entre a transmitância atmosférica espectral obtida do MFR35 e a fornecida pelo MFR34 para o período de Figura 4.9: Freqüência absoluta de valores de AOD obtidos com o MFR34 e calculados pela AERONET a partir das medições do fotômetro CE318A onde med representa o valor médio, std o desvio-padrão e o max e min o máximo e o mínimo valor observado, respectivamente...79 Figura 4.10: Representação gráfica da relação entre a AOD obtida com o MFR34 e calculada pela AERONET a partir das medições do fotômetro CE318A A reta azul representa a relação 1:1 e a vermelha foi obtida a partir da relação linear obtida entre os dados dos dois radiômetros...80 Figura 4.11 Freqüência absoluta das diferenças observadas entre a AOD obtida com o MFR34 e a calculada pela AERONET a partir das medições do fotômetro CE318A. Acompanha os gráficos o Desvio Médio Quadrático (DQM), a Média dos desvios (MD) e o Desvio Padrão dos Desvios (DPD)...81 Figura 4.12 Dependência espectral média da AOD normalizada para o comprimento de onda de 440 nm obtida a partir dos dados do nível 2.0 da AERONET no período entre os anos 2000 e Figura 4.13 Diferença entre a AOD obtida a partir do MFR34 e a calculada pela AERONET como função da massa óptica atmosférica para os invernos de 2004 e Figura 4.14 Evolução diurna da diferença entre a AOD obtida a partir do MFR34 e a calculada pela AERONET para os invernos de 2004 e Figura 4.15: Evolução diurna da AOD obtida para MFR34 e pela AERONET e a respectiva diferença entre estas para o dia 28/08/ Figura 4.16: Dependência Espectral da AOD. (a) Caso de baixo AOD (30/08/04). (d) Caso de alto AOD (26/09/04)...85 Figura 4.17: Evolução mensal do coeficiente de Ångström (α) obtido para os canais 440 e 870 nm como função da AOD no canal 440 nm. As expressões <AOD> e <α> representam o valor médio mensal dos dois parâmetros. Os dados são referentes ao nível 2.0 da AERONET e foram obtidos entre os anos de 2000 e Figura 4.18: Variabilidade média diurna da AOD e do α para a cidade de São Paulo como desvio em percentagem do valor médio diário. A variabilidade é apresentada considerando todos os períodos do ano e por trimestres definidos em função das estações do ano (DJF, MAM, JJA, SON). Os dados são referentes ao nível 2.0 da AERONET e foram obtidos entre os anos de 2000 e xii

13 Lista de Figuras Figura 4.19: Albedo simples para Região Metropolitana de São Paulo (RMSP). (a) Valores médios espectrais obtidos no presente trabalho comparado com os obtidos para outros centros urbanos por Dubovik et al. [2002]. (b) Freqüência absoluta de valores observados para 440 nm entre os invernos de 2001 e 2004 para condições onde a AOD foi maior que 0,4. Os cinco modelos ópticos propostos por Castanho [2005] para o aerossol de São Paulo são localizados dentro do espectro de albedo simples observado para a cidade...92 Figura 4.20: Irradiância na região PAR descendente à superfície modelada para diferentes valores de AOD e para cada um dos modelos ópticos de Castanho e o modelo urbano do SBDART. Os resultados são normalizados para a irradiância obtida para o caso de uma atmosfera desprovida de aerossol. (a) Para o disco solar localizado no zênite. (b) Para a distância zenital solar igual a 60 graus...95 Figura 4.21: Irradiância solar global total descendente à superfície modelada para diferentes valores de albedo de superfície e AOD utilizando o modelo óptico n o 3 de Castanho. Os resultados são normalizados para a irradiância obtida para o caso de uma superfície de refletância nula. (a) Para o disco solar localizado no zênite.(b) Para a distância zenital solar igual a 60 graus...96 Figura 4.22: Irradiância solar global descendente à superfície modelada para diferentes valores de conteúdo de vapor d água. Os resultados são normalizados para a irradiância obtida para o caso de uma atmosfera seca (wv =0). (a) Para o disco solar localizado no zênite. (b) Para a distância zenital solar igual a 60 graus...97 Figura 4.23: Imagens obtidas a partir do sensor MODIS a bordo do satélite Terra para os dias para 30/08/2004 e 26/09/2004. O circulo na cor azul indica a localização da RMSP nas imagens. O dia 30 foi caracterizado por baixos valores de profundidade óptica do aerossol (0,1 em 440 nm) devido à passagem de uma frente fria nos dias anteriores. No dia 26 de setembro houve transporte de uma pluma de aerossóis de queimada por sobre a cidade elevando, deste modo, os valores de AOD (0,7 em 440 nm). (Fonte: Figura 4.24: Comparação entre irradiância solar global na região PAR medida pelo SKE510 (OBS) e estimativas numéricas para diferentes modelos de aerossol para o dia 26/09/2004. O AEROSSOL M4 corresponde à irradiância modelada considerando o modelo óptico M4, representativo do dia. O AEROSSOL M5 e o AEROSSOL SBD correspondem aos casos em que se utilizou o modelo óptico M5 e o modelo de aerossol urbano do próprio SBDART, respectivamente. Para todos os casos foi considerado o valor médio diário para wv e para a AOD utilizou-se o valor próprio para cada horário segundo estimativas da AERONET. As linhas tracejadas representam a diferença absoluta entre a irradiância observada e a obtida para os casos simulados Figura 4.25: Comparação entre irradiância solar global medida pelo MFRSR no canal de banda larga (OBS) e estimativas numéricas para o dia 26/09/2004. O M4 (AOD AERONET) e o M4 (AOD MFRSR) representam as irradiâncias estimadas com o modelo óptico M4 utilizando dados instantâneos de AOD da AERONET e do MFRSR, respectivamente. As linhas tracejadas descrevem as respectivas diferenças absolutas entre a observação e os dois casos numericamente simulados xiii

14 Lista de Figuras Figura 4.26: Comparação entre irradiância solar global total medida pelo piranômetro CM21 (OBS) e estimativas numéricas avaliando o uso de valores médios de AOD e wv para o dia 26/09/2004. O M4 (AOD AERONET) e M4 (AOD MÉDIO) correspondem, respectivamente, à estimativa considerando valores instantâneos e médio diário de AOD segundo informações da AERONET. As linhas tracejadas nas cores preta e azul são as respectivas diferenças absolutas entre a observação e os dois casos citados. O gráfico tracejado na cor verde representa a diferença entre a observação e a simulação numérica em que considerou-se a variabilidade diurna da AOD e do wv ao invés de valores médios para essas duas variáveis Figura 4.27: Simulação numérica do impacto de desvios na AOD referência (0,4 para 550 nm) sobre a irradiância solar global descendente na superfície. O impacto é avaliado a partir da diferença entre a irradiância calculada para a AOD referência e a obtida considerando os desvios em relação a essa AOD. (a) Para o disco solar localizado no zênite. (b) Para a distância zenital solar igual a 60 graus Figura 4.28: Comparação entre irradiância solar global total medida pelo piranômetro CM21 (OBS) e estimativa numérica utilizando valores médios de AOD e wv para o dia 30/08/2004. O M3 (AOD MÉDIO) corresponde à estimativa numérica da irradiância considerando valores médios diário de AOD e wv da AERONET. Os gráficos nas cores verde e rosa correspondem, respectivamente ao desvio em percentagem dos valores de AOD e wv observados dos respectivos valores médios diários (<AOD>; <wv>). A diferença absoluta entre a irradiância observada e a simulada é apresentada no gráfico tracejado na cor azul xiv

15 Lista de Tabelas Tabela 1.1: Estimativas da contribuição anual de material particulado para atmosfera em função da natureza da fonte. (Fonte: Horvath, 2000)...5 Tabela 2.1: Composição média da atmosfera no que se refere aos gases (Fonte: Sokolik, 2006)...19 Tabela 2.2: Atenuação da radiação solar pela atmosfera terrestre em função da altitude. (Fonte: Iqbal, 1983)...23 Tabela 3.1: Comprimento de onda nominal e largura dos canais espectrais dos MFRSR s...45 Tabela 3.2: Formulas de estimativas de incertezas na AOD e suas respectivas referências...61 Tabela 4.1: Estimativa da constante de calibração I 0, λ (W.m -2.nm -1 ) para o canal 870 nm do MFR34 e a respectiva incerteza estatística, σ m ( I 0, λ ), a partir do Método Geral [Forgan, 1994] utilizando como referência (Ref.) os canais 440, 670, 870 e 1020 nm da AERONET...70 Tabela 4.2: Estimativa da constante de calibração I 0, λ (W.m -2.nm -1 ) para os canais 415, 670 e 1037 nm do MFR34 a partir do Método Geral (Forgan, 1994) utilizando como referência o próprio canal 870 nm do MFR34. σ m ( I 0, λ ) é o desvio do valor médio, I 0,λ (médio)...71 Tabela 4.3: Estimativa das constantes de calibração I 0, λ (W.m -2.nm -1 ) para os canais do MFR34 a partir do Método Langley Plot para medições realizadas no OPD/LNA durante o inverno de σ m I 0 λ ) é o desvio do valor médio, I 0, λ (médio)...73 (, Tabela 4.4: Indicadores estatísticos da diferença entre a AOD para os quatro canais do MFR35 e do MFR xv

16 Lista de Siglas AERONET - AErosol RObotic NETwork AOD - Aerosol Optical Depth ARM - Atmospheric Radiation Measurement BAPMoN - Background Air Pollution Monitoring Network CE318A - Cimel Eletronique 318 A DCA - Departamento de Ciências Atmosféricas DISORT - DIScret Ordinate Radiative Transfer DJF - Dezembro; Janeiro; Fevereiro DPD - Desvio Padrão das Diferenças DQM - Desvio Quadrático Médio DU - Dobson Unit ESA - European Spacial Agency GAW - Global Atmosphere Watch GOES - Geostationary Operational Environmental Satellites HG - Henyey-Greenstein IAG Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas IFUSP - Instituto de Física da Universidade de São Paulo INDOEX - Indian Ocean Experiment IPCC - Intergovernmental Panel on Climate Change IVP Região do espectro eletromagnético correspondente ao infravermelho próximo JJA - Junho; Julho; Agosto LIDAR - Light Detection and Ranging LNA - Laboratório Nacional de Astrofísica MAM - Março; Abril; Maio MD - Média dos Desvios MFRSR - Multifilter Rotating Shadowband Radiometer MLO - Mauna Loa MODIS - Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer NASA - National Aeronautic Spacial Agency NCEP - National Centers for Environmental Prediction OMM - Organização Mundial de Meteorologia OPD - Observatório Pico dos Dias

17 Lista de Siglas PAR - Photosynthetically Active Radiation PFR - Precision Filter Radiometer PIR Piranômetro RADAR - Radio Detection and Ranging RMSP - Região Metropolitana de São Paulo SAFARI - South African Fire Atmosphere Research Initiative SBDART - Santa Barbara Disort Atmospheric Radiative Transfer SCAR- B - Smoke, Clouds and Radiation in Brazil SCIAMACHY - Scanning Imaging Absorption SpectroMeter for Atmospheric ChartographY SKYNET - SKYradiometer NETwork SON - Setembro; Outubro; Novembro SRA - Sensoriamento Remoto Ativo SRP - Sensoriamento Remoto Passivo TARFOX - Tropospheric Aerosol Radiative Forcing Observacional Experiment TOA - Top Of Atmosphere TOMS - Total Ozone Mapping Spectrometer U.A. - Unidade Astronômica USP - Universidade de São Paulo UTC - Universal Time, Coordinated UV Região do espectro eletromagnético correspondente ao ultravioleta VIS - Região do espectro eletromagnético correspondente ao visível WRC - World Radiation Center YES - Yankee Environmental System xvii

18 Sumário Capítulo 1: Introdução Aerossol Atmosférico Origem e Classificação Balanço Radiativo do Sistema Terra-Atmosfera: Efeito dos Aerossóis Sensoriamento Remoto do Aerossol à Superfície Fotometria Solar Região Metropolitana de São Paulo (RMSP) Objetivos do Trabalho Capítulo 2: Quadro Teórico Radiação Solar Atmosfera Terrestre Interação Radiação Solar - Atmosfera Terrestre Espalhamento pelas Moléculas Atenuação pelas Partículas de Aerossóis Lei de Beer-Bouguer-Lambert Lei de Beer Aplicada na Atmosfera Terrestre Massa Óptica dos Constituintes Atmosféricos Fórmula de Turbidez de Ångström Capítulo 3: Materiais e Métodos Radiômetros Fotômetro Solar CE318A (Cimel Eletronique 318A) Multi-Filter Rotating Shadowband Radiometer (MFRSR) Piranômetro (CM21) e Sensor PAR (Photosynthetically active radiation) Calibração do CE318A e dos MFRSR s Langley Plot Método Geral Calibração via Transferência Calibração do CE318A Calibração dos MFRSR s Cálculo da Profundidade Óptica do Aerossol... 54

19 Sumário AERONET - CE318A AOD - MFR34 e MFR Modelos Ópticos de Aerossol Santa Barbara Disort Radiative Transfer Capítulo 4: Resultados Calibração dos MFRSR s Inverno de 2004: Método Geral Inverno 2005: Método Langley Plot Profundidade Óptica do Aerossol MFR35 versus MFR MFR34 versus AERONET Variabilidade das Propriedades Ópticas do Aerossol em São Paulo Irradiância Solar à Superfície:Avaliação Numérica Testes de Sensibilidade - SBDART Irradiância Solar Global Modelada versus Medida...98 Capítulo 5: Conclusões AOD - MFRSR versus AERONET Irradiância Solar Global à Superfície Sugestões Para Trabalhos Futuros Capítulo 6: Referências Bibliográficas xix

20 Capítulo 1: Introdução

21 Capítulo 1 Introdução Em 1996, o Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) considerou o efeito do aerossol atmosférico como uma das principais fontes de incerteza nos prognósticos das mudanças climáticas [IPCC, 1996]. Desde essa avaliação, significativos avanços foram registrados no estudo dos aerossóis [Haywood e Boucher, 2000], impulsionados principalmente pelas campanhas intensivas que têm sido levadas a cabo em diversas regiões do globo (Tropospheric Aerosol Radiative Forcing Observacional Experiment TARFOX [Russell et al., 1999]; Indian Ocean Experiment INDOEX [Ramanathan et al., 2001]; Smoke, Clouds and Radiation in Brazil SCAR- B [Christopher et al., 2000]; South African Fire Atmosphere Research Initiative SAFARI [Hansell et al., 2003]). Essas campanhas são de extrema importância na caracterização das propriedades físicas e químicas do aerossol em regimes específicos. Entretanto, somente o monitoramento de longo prazo e em larga escala espacial permite o estabelecimento de climatologias e a caracterização da distribuição espacial dos aerossóis na atmosfera [Holben et al., 2001]. Este objetivo tem exigido um sinergismo entre redes de monitoramento em superfície e medidas de satélites [Ichoku et al., 2003; O Neill et al., 2005]. Pela sua simplicidade e maior acurácia, o Sensoriamento Remoto Passivo (SRP) a partir da superfície tem sido ferramenta referência no monitoramento do aerossol [Holben et al., 2001; Alexandrov et al., 2002]. Com base na técnica da fotometria solar multi-espectral [Shaw, 1983] e metodologias de inversão relativamente simples, as redes de SRP à superfície cresceram significativamente na década passada. A primeira importante rede desta natureza foi a Background Air Pollution Monitoring Network (BAPMoN) estabelecida em 1968 pela Organização Mundial de Meteorologia (OMM) [O Neill et al., 2005]. Os fotômetros utilizados eram adotados de dois canais espectrais. Devido a problemas relacionados com manutenção, calibração e procedimentos metodológicos a rede foi desativada e os seus dados considerados impróprios para a caracterização global do aerossol. Entretanto, estimulada pela comercialização dos instrumentos e a incorporação, por parte destes, das novas tecnologias nos campos da eletrônica e óptica [Rollin, 2003], a fotometria solar registrou significativos avanços a partir de meados da década de A disponibilidade de informações com maior qualidade e a maior autonomia dos instrumentos incentivaram o surgimento de novas redes de SRP no monitoramento do aerossol, tanto em nível regional como global [McArthur et al. 2003]. Atualmente são duas as redes de escopo global: a Aerosol Robotic NETwork (AERONET) coordenada pela National Aeronautic Spacial Agency (NASA), operacional desde 1993 e que emprega fotômetros desenvolvidos pela Cimel Eletronique (CE318A) [Holben et al., 1998] e a Global Atmosphere Watch (GAW) pertencente à OMM, substituta da BAPMoN, que utiliza os Precision Filter Radiometers 2

22 Capítulo 1 Introdução (PFRs) desenvolvidos pelo World Radiation Center (WRC) em Davos [McArhtur et al., 2003]. Como exemplos de redes regionais existem a SKYradiometer NETwork (SKYNET) [Kim et al., 2004] que adota a mesma família de instrumento que a AERONET e as dos programas Atmospheric Radiation Measurement (ARM) [Michalsky et al., 2001] e Quantitative Links [Michalsky et al., 2001]. Ambos os programas empregam como instrumento padrão o Multifilter Rotating Shadowband Radiometer (MFRSR) [Harrison et al., 1994]. Não obstante o potencial dos modernos fotômetros em fornecer informações com significativa acurácia, trabalhos recentes [McArthur et al, 2003; Mitchell e Forgan, 2003], motivados pela diversidade existente entre as redes no que diz respeito à instrumentação, manutenção, estratégias de calibração e metodologias de inversão, têm alertado para a necessidade de se avaliar a consistência entre os dados fornecidos por estas redes. Tradicionalmente, tem-se utilizado campanhas intensivas realizadas em lugares específicos (ex.: estações em altitude) para avaliar a consistência entre as informações derivadas de diferentes fotômetros [Schmid et al., 1999; Estellés et al., 2002; Hansell et al., 2003]. Entretanto, os resultados destas campanhas podem não ser representativos do observado quando esses instrumentos estão na sua base operacional [McArthur et al., 2003]. O presente trabalho, motivado pela existência de dois dos radiômetros amplamente utilizados pelas redes citadas operando rotineiramente na cidade de São Paulo, propôs-se a avaliar a consistência das informações sobre a profundidade óptica espectral do aerossol (AOD, do termo inglês Aerosol Optical Depth) derivada destes. A AOD é uma medida de quantificação do aerossol presente na coluna atmosférica, trata-se de uma variável chave no monitoramento do aerossol [Holben et al., 2001]. Os radiômetros, um CE318A pertencente à rede AERONET e dois MFRSR, doravante identificados por MFR34 e MFR35, pertencentes ao Departamento de Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo (DCA-USP) operaram simultaneamente entre julho de 2004 e março de 2006 no topo do Edifício Pelletron do Instituto de Física da USP (IFUSP). Antes e após esse período apenas a operação do MFR34 foi suspensa. O CE318A foi instalado no final do ano 2000 e o MFR35 no início de O fato de nenhum trabalho anterior ter realizado uma avaliação conjunta conclusiva das informações dadas pelos dois radiômetros também estimulou a abordagem do tema pelo presente projeto. Esta avaliação é de extrema relevância visto que esses instrumentos representam os primeiros esforços para o monitoramento contínuo das propriedades do aerossol integrado na coluna atmosférica da Região Metropolitana de São Paulo (RMSP). 3

23 Capítulo 1 Introdução Apesar dos dois radiômetros permitirem derivar valores espectrais de AOD, estão longe de serem redundantes naquilo que oferecem, antes se complementam. Haja vista que como objeto secundário o presente trabalho pretende avaliar a recuperação numérica da irradiância solar global à superfície, na presença de modelos ópticos de aerossol fornecidos por CE318A, comparando os resultados com medições efetuadas por diferentes radiômetros entre os quais o MFRSR. Os modelos ópticos de aerossol foram obtidos por Castanho [2005] e o código de transferência radiativa a ser utilizado na recuperação da irradiância solar à superfície é o SBDART (do termo inglês Santa Barbara Disort Atmospheric Radiative Transfer) [Ricchiazzi et al., 1998]. Esta avaliação, entre outras contribuições, insere-se no processo de validação dos referidos modelos ópticos de aerossol, uma vez que até o momento a aplicação destes restringiu à obtenção de AOD via satélite. Com as recentes climatologias proporcionadas pelas redes de monitoramento do aerossol [Holben et al., 2001], a variabilidade que caracteriza as propriedades do aerossol de diferentes meios físicos (desertos, oceano, regiões rurais e urbanas, etc.) tem sido mostrada com maior acurácia. Entretanto, mesmo entre locais que compartilham do mesmo tipo teórico de aerossol, por exemplo, urbano/industrial, a variabilidade em muitos casos é bastante acentuada [Dubovik et al., 2002] o que constitui um desafio para os modelos ópticos de aerossol genéricos como, por exemplo, os de Shettle e Fenn [1979], principalmente quando se almeja cálculos acurados. Os modelos ópticos dinâmicos têm sido a alternativa para a representação da referida variabilidade [Remer e Kaufman, 1998; Procópio et al., 2003]. 1.1 Aerossol Atmosférico A expressão aerossol formalmente define um gás contendo partículas em suspensão [Horvath, 2000]. No entanto, dentro da temática abordada pelo presente estudo, comumente opta-se por restringir o uso do termo aerossol às partículas presentes na atmosfera, com exceção dos hidrometeoros, terminologia adotada neste trabalho. O tamanho dessas partículas pode variar entre 0,001 a 100 µm [Seinfeld e Pandis, 1998]. A seguir é feita uma revisão em termos gerais do que há na literatura sobre o aerossol atmosférico no que diz respeito à sua origem, classificação e participação no balanço radiativo dentro do sistema Terra-atmosfera. 4

24 Capítulo 1 Introdução Origem e Classificação Os aerossóis presentes na atmosfera podem ser oriundos de fontes e processos naturais ou de atividades antropogênicas. Como exemplo de origem natural, temos as partículas provenientes de emissões vulcânicas e, de origem antropogênica, temos os aerossóis associados à queima de combustíveis fósseis. A Tabela 1.1 apresenta estimativas da contribuição anual de material particulado para a atmosfera em função da natureza da fonte. Sobre a escala global, os processos naturais de emissão são dominantes, porém, em áreas urbanas, industriais e de queimadas, a atividade antropogênica pode superar a contribuição dos processos naturais [Horvath, 2000]. Em regiões continentais remotas e ambientes rurais, a concentração de material particulado é da ordem de 20 µg/m 3 ; enquanto isso, em centros urbanos poluídos, são observados valores acima de 100 µg/m 3 [Horvath, 2000]. Tabela 1.1: Estimativas da contribuição anual de material particulado para atmosfera em função da natureza da fonte. (Fonte: Horvath, 2000). Fontes Quantidade de partículas produzidas em Tg/ano - Natural Solo Queimadas de florestas Sal marinho 300 Emissões vulcânicas Partículas de conversão gás-partícula Sulfato a partir de H 2 S Nitrato a partir de NO x Hidrocarbonetos provenientes de plantas Subtotal natural Origem antropogênica Partículas emitidas diretamente Partículas de conversão gás-partícula Sulfato a partir de SO Nitrato a partir de NO x Hidrocarbonetos Subtotal antropogênico

25 Capítulo 1 Introdução As partículas podem ser emitidas diretamente para a atmosfera (aerossol primário), ou serem formadas na atmosfera por meio de processos de conversão gás-partícula (aerossol secundário) [Raes et al., 2000]. Na atmosfera o aerossol pode passar por processos físicos e químicos com conseqüentes modificações nas suas propriedades [Martins et al., 1998]. O tamanho e a composição das partículas podem ser alterados devido aos processos de nucleação, coagulação, evaporação, condensação, etc. [Raes et al., 2000]. O tempo de residência dos aerossóis na atmosfera varia de minutos a semanas, com exceção das partículas presentes na estratosfera que podem alcançar tempo de residência de anos [Horvath, 2000]. Em função disso, os aerossóis podem ser transportados pela circulação atmosférica, afetando regiões remotas às fontes [Yamasoe, 1999; Horvath, 2000; Castanho, 2005]. O tempo de residência é, também, determinado pelos processos de remoção, usualmente classificados em deposição úmida e deposição seca [Horvath, 2000]. Como exemplos de mecanismos de deposição seca têm-se a sedimentação e a difusão, e de deposição úmida, os processos de remoção dentro e abaixo das nuvens [Yamasoe, 1999]. A Figura 1.1 apresenta a classificação do aerossol em função do seu tamanho e indica os processos responsáveis pela origem e remoção destes. Como se percebe, os aerossóis podem ser divididos em dois grandes grupos: o da moda fina, caracterizado por partículas com diâmetro menor que 2 µm e o da moda grossa que contempla partículas com diâmetros acima deste valor. As partículas da moda fina, no geral, estão relacionas com processos químicos como combustão e conversão gás-partícula, enquanto o aerossol da moda grossa é gerado principalmente por processos mecânicos, como por exemplo, a ressuspensão de poeira do solo e de partículas marinhas pelo vento. O material particulado também tem sido classificado em função da sua penetração no sistema respiratório. Partículas com diâmetro inferior a 10 µm são classificados como material particulado inalável, pois penetram no sistema respiratório humano. As partículas da moda fina podem atingir os alvéolos pulmonares enquanto que os da moda grossa geralmente ficam retidas nas vias respiratórias superiores [Horvath, 2000]. Os efeitos do material particulado na saúde humana têm sido objetivo de diversos estudos [Ribeiro, 2002] em vista da sua relevância social, entretanto, o enfoque do presente trabalho é sobre os efeitos no balanço radiativo do sistema Terra-Atmosfera. 6

26 Capítulo 1 Introdução Figura 1.1: Classificação das partículas de aerossol em função do seu diâmetro e os principais processos relacionados à origem e remoção destes. (Fonte: Pueschel, 1995) Balanço Radiativo do Sistema Terra-Atmosfera: Efeito dos Aerossóis Os aerossóis participam de forma efetiva no balanço radiativo do sistema Terra- Atmosfera [Haywood e Boucher, 2000; Ramanathan et al. 2001]. A sua forçante radiativa tem sido equiparada, em magnitude, à dos gases responsáveis pelo efeito estufa [IPCC, 2001]. A forçante radiativa é definida como variação na irradiância líquida para um determinado nível da atmosfera devido à aplicação de uma perturbação [Yamasoe, 1999]. Como exemplos de perturbação temos as alterações na quantidade de radiação solar incidente no topo da atmosfera, composição da atmosfera e mudanças nas propriedades da superfície. 7

27 Capítulo 1 Introdução As partículas de aerossol interagem com a radiação solar incidente na atmosfera podendo provocar absorção e/ou espalhamento dessa radiação alterando, deste modo, o albedo planetário e reduzindo a quantidade de energia à superfície [Haywood e Boucher, 2000]. Este processo é designado de efeito direto do aerossol [Charlson et al., 1991, 1992; IPCC, 2001]. Estimativas do IPCC apontam que o impacto global do efeito direto é no sentido de resfriamento do sistema Terra-Atmosfera com valores entre -0,2 e -1,5 W.m -2. Apesar desse saldo negativo, determinados tipos de aerossóis, nomeadamente o black carbon 1, apresentam uma forçante radiativa positiva estimada entre 0,16 e 0,42 W.m -2 [Haywood e Boucher, 2000]. Estudos têm mostrado que o impacto local do efeito do aerossol supera significativamente estes valores. Martins [1999] e Hansell et al. [2003] obtiveram, respectivamente, -15±5 W.m -2 e -13 W.m -2 como estimativa da forçante radiativa para aerossóis da queima de biomassa, entretanto Yamasoe [1999] sugere que a forçante radiativa para regiões de queimadas pode chegar a -45 W.m -2. Yabe et al [2003] estimaram em -20 W.m -2 a forçante radiativa do aerossol para a região urbana de Kyoto, no Japão. A absorção da radiação solar pelo aerossol pode influenciar a estrutura vertical da temperatura na atmosfera e, portanto, a sua termodinâmica, impacto que tem sido classificado como efeito semi-direto [Yu et al., 2005]. As partículas de aerossol também atuam como núcleos de condensação, podendo afetar a microfísica das nuvens, como por exemplo, induzir a redução do tamanho das gotas, e portanto, alterar as propriedades ópticas das nuvens e a sua vida média na atmosfera [Twomey, 1974; Schwartz, 1996; Ramanathan et al., 2001]. Deste modo, as partículas estarão afetando de forma indireta o balanço radiativo, uma vez que as nuvens desempenham um papel crucial neste balanço. A forçante radiativa global do efeito indireto é estimado entre -0,3 e -1,8 W.m -2 [Haywood e Boucher, 2000]. As incertezas associadas às estimativas de forçante radiativa do aerossol ainda são importantes e isso deve-se principalmente ao incompleto conhecimento das propriedades físicas e químicas do aerossol, assim como ao limitado entendimento da interação entre as nuvens e o aerossol [Yu et al. 2005]. Contrariamente a alguns gases do efeito estufa, a distribuição espacial e temporal do aerossol atmosférico é altamente não homogênea o que, apesar de todo o esforço, torna a quantificação da forçante radiativa das partículas de aerossóis mais complexa. Essa heterogeneidade deve-se principalmente à distribuição geográfica das fontes e ao curto tempo 1 Partículas emitidas por processos de combustão incompleta, por exemplo, durante a queima de biomassa. Apresentam alta eficiência absorvedora na região visível do espectro solar. 8

28 Capítulo 1 Introdução de residência das partículas na atmosfera [Haywood e Boucher, 2000]. As propriedades das partículas de aerossóis são fortemente correlacionadas com a fonte de origem e o tempo de residência. Uma acurada avaliação da forçante radiativa dos aerossóis requer informações compreensivas e precisas das suas propriedades. É com esse objetivo que esforços divididos em diversas frentes entre as quais campanhas de medição, redes de monitoramento e modelagem numérica têm sido empenhados. O sensoriamento remoto passivo a partir da superfície, objeto do presente estudo, tem sido uma ferramenta fundamental nesse esforço Sensoriamento Remoto do Aerossol à Superfície O termo sensoriamento remoto é geralmente utilizado para definir a arte de medir à distância, isto é, resgatar informações sobre um objeto sem interagir diretamente com este [Lenoble, 1993]. A informação é transportada do observado ao observador por meio de ondas que são usualmente eletromagnéticas ou sonoras. Restringindo-se às eletromagnéticas, que interessam à temática abordada por este trabalho, estas podem ser produzidas artificialmente ou provenientes de fontes naturais, e ambas têm sido utilizadas no sensoriamento remoto do aerossol a partir da superfície [Holben et al., 1998; Landulfo et al., 2003]. A técnica que utiliza ondas eletromagnéticas artificiais é denominada de Sensoriamento Remoto Ativo (SRA) da qual temos como exemplos o Light Detection and Ranging (LIDAR) e o Radio Detection and Ranging (RADAR). No entanto, a observação remota da atmosfera é na sua maior parte realizada utilizando ondas eletromagnéticas provenientes de fontes naturais [Lenoble, 1993], inclusive o sensoriamento remoto do aerossol atmosférico a partir da superfície. Entre as técnicas de SRP à superfície, a fotometria solar multi-espectral [Shaw, 1983] é a que tem sido amplamente utilizada no monitoramento do aerossol. Isso se deve à simplicidade de sua base conceitual associada à alta qualidade dos seus dados, permitindo sua aplicação na validação e correção de dados de outras técnicas alternativas de sensoriamento remoto (ex.: satélites e LIDAR) [Yu et al., 2005]. No capítulo 2 serão apresentados os aspectos teóricos que descrevem a interação entre a radiação solar espectral e os constituintes atmosféricos que são a base da prospecção atmosférica pelas técnicas de sensoriamento remoto. 9

29 Capítulo 1 Introdução Fotometria Solar A fotometria solar está fundamentada na lei de Beer-Bouguer-Lambert 2, que descreve a atenuação de um feixe de radiação monocromático ao atravessar um meio. No presente contexto, o meio é a atmosfera terrestre e o feixe de radiação monocromático é proveniente diretamente do Sol. A transmitância atmosférica é função da atenuação do feixe eletromagnético incidente devido ao espalhamento e/ou absorção provocados pelos seus constituintes. Medindo a magnitude do feixe transmitido diretamente pela atmosfera e conhecendo a sua intensidade ao incidir no topo, a aplicação da lei de Beer-Bouguer-Lambert torna-se imediata para o cálculo da transmitância atmosférica. Objetivando essa aplicação, os fotômetros solares multi-espectrais consistem de radiômetros dotados de pequeno campo de visão (1 o a 3 o ) e filtros de interferência com banda de transmissão relativamente estreita, da ordem de 6 a 10 nm [Rollin, 2003]. Como alternativa aos de campo de visão restrito, certos radiômetros utilizam a técnica de sombreamento para estimar o componente direto da radiação solar [Harrison e Michalsky, 1994]. O precursor dos modernos fotômetros foi desenvolvido em 1959, denominado de Voltz hand held photometer, e apresentava apenas duas bandas espectrais com o objetivo de medir a turbidez atmosférica [Augustine et al., 2003]. Os atuais fotômetros apresentam um número maior de canais e incorporam todo o avanço tecnológico nas áreas de óptica e da eletrônica. Isso significa, entre outros ganhos, o aumento da sensibilidade dos detectores, portabilidade e autonomia. Não obstante a maior estabilidade oferecida pelos atuais fotômetros, esta continua sendo um dos principais desafios para a fotometria [Shaw, 1983; Rollin, 2003; O Neill et al., 2005]. A estabilidade é fundamental para a acurácia dos dados, principalmente para as redes de monitoramento. Como referido anteriormente, a primeira importante rede de monitoramento global de aerossol, a BAPMoN ativa de 1968 ao início da década de 90, teve seus dados avaliados como inconsistentes para caracterizar a distribuição global do aerossol devido, principalmente, a problemas relacionados com a estabilidade dos instrumentos [O Neill, 2005]. Em função disso, as redes atuais procuram adotar rigorosos protocolos de calibração e manutenção. O principal exemplo disso é a rede AERONET que possui centenas de estações em todo mundo e os instrumentos são calibrados anualmente em centro especializado onde são reavaliados diante de instrumentos referência [Holben et al., 1998]. Shaw [1983] e Rollin [2003] discutem as principais fontes de erros nos dados da fotometria onde destacam a calibração e a estabilidade. Entre as calibrações a que um 2 Maiores detalhes sobre a Lei de Beer-Bouguer-Lambert são apresentados no capítulo 2. 10

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