SENSORIAMENTO REMOTO DOS OCEANOS

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Aníbal Vasques Camelo
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1 SENSORIAMENTO REMOTO DOS OCEANOS ESCATERÔMETROS Princípios e Aplicações Prof. João A. Lorenzzetti

2 Qual é a importância de se medir o vento marinho? Gerador das ondas oceânicas; O vento é um dos principais forçantes de modelos atmosféricos e de previsão de ondas; Nas escalas das bacias oceânicas, o vento é o forçante dos grandes giros oceânicos, responsáveis por grande parte do transporte de calor e sal e determinante do balanço do clima; A magnitude do vento oceânico é parte das parametrizações utilizadas no cálculo dos fluxos de calor, umidade, troca de gases entre a atmosfera e o oceano; Em altas latitudes, a magnitude do vento é em grande parte responsável pelo resfriamento das camadas superfíciais do oceano com a formação de massas d água, que afundam e se espalham por todas as bacias oceânicas. Este é o motor da circulação termohalina.

3 Desde o começo do uso dos radares de navegação, já havia indicação de que o vento afetava o sinal de retorno; quanto mais forte o vento, maior era a magnitude do clutter, isto é, o ruído de fundo presente no sinal do radar. Experimentos com sensores de radar aerotransportados realizados nos anos 70 mostraram que a Seção Reta de Radar Normalizada (Normalized Radar Cross Section) NRCS (σ 0 ) do oceano era dependente da intensidade do vento de superfície.

4 Os valores de NRCS (σ 0 ) do oceano podem ter suas origens em dois casos bastantes distintos. Primeiramente, temos o caso em que σ 0 é proveniente da superfície do oceano; em outros casos, o valor de σ 0 provem de objetos, tais como navios, plataformas, ou mesmo icebergs etc. Para o caso do retro-espalhamento radar da superfície oceânica (sem o efeito de objetos), ele depende do espectro das ondas de superfície, i.e., da distribuição da energia das ondas em diferentes comprimentos de onda (λ) em relação ao comprimento de onda eletromagnético do feixe de radar incidente. Se tivéssemos uma superfície oceânica totalmente lisa, a reflexão da REM seria especular. Com a ação do vento, ondas capilares começam a aparecer, introduzindo um espalhamento incoerente

5 Como indicado na figura abaixo, para incidência normal (Figs. a e b), com o aumento da rugosidade (aumento do vento), diminui a quantidade de energia refletida em direção ao radar. Para uma incidência oblíqua, e para uma superfície lisa (Fig. c), teríamos um retorno nulo. Com o aumento da rugosidade (Fig. d), aumenta a componente de reflectância não coerente e parte da energia é retro-espalhada de volta ao radar.

6 Sabe-se que as inclinações das superfícies refletoras presentes na superfície do mar dificilmente ultrapassam 15 º. Assim, com ângulos de incidência entre 0 e 15 º, σ 0 diminui com o aumento do vento. Para ângulos de incidência entre, aproximadamente 20 e 70 º, o retroespalhamento radar da superfície oceânica é relativamente forte, e pode ser explicado por um mecanismo denominado espalhamento Bragg. Como mostrado abaixo, para ângulos de incidência, comprimentos de onda radar (λ) e das ondas de superfície (λ w ) específicos, os comprimentos adicionais que o pulso radar propaga até atingir as próximas cristas são múltiplos da metade do comprimento de onda radar. Como o comprimento total é o dobro desta distância adicional, as reflexões em cada face se somarão em fase, dando um forte retorno. Condição de espalhamento Bragg λ w = n λ/2senθ; n=1,2,...

7 No range de ângulos de incidência entre 20 o e 65 o o espalhamento da REM pela superfície do oceano é explicada pelo, assim chamado, espalhamento ressonante, ou espalhamento Bragg. Segundo a teoria do espalhamento ressonante, a seção reta de radar sigma-zero para a direção de onde vem o vento é dada pela seguinte expressão o k g ( ) (0,2k sen ) k R R ij Onde: = é o número de onda radar ( é o compr. onda do radar), é o ângulo de incidência Ψ é o espectro bi-dimensional de número de ondas do oceano, e as funções de reflectância da superfície do oceano ( g ) para as polarizações HH e VV são dadas pelas expressões: 2 ( Ke 1)cos i ghh( i ) 2 1/ 2 2 [cos ( K sen ) ] i e i i R i g VV ( ) i cos i ( Ke 1)[ Ke(1 sen i ) sen i ] 2 1/ 2 2 [ K cos ( K sen ) ] e i e i K e Onde é a constante dielétrica da água do mar para a frequência da onda do radar.

8 Experimentos aerotransportados realizados nos anos 70 mostraram que os valores de σ o oceânicos eram gerados localmente pelo vento, não sendo dependentes das condições de pista e swell presentes, como indicam os resultados mostrados na figura abaixo. Notar que os valores de NRCS para a polarização VV são maiores que para aqueles referentes à polarização HH. Definição de db

9 A figura a seguir mostra os valores NRCS obtidos em experimentos aerotransportados para diferentes valores de vento e diferentes ângulos de incidência, voando em linha reta a fim de manter o mesmo ângulo azimutal do feixe radar em relação ao vento. i) VV > HH; ii) p/ θ<15 º, σ o decresce quando U aumenta; iii) p/ θ>15º, σ o cresce quando U aumenta;

10 A figura a seguir mostra os valores NRCS obtidos em experimentos aerotransportados para diferentes valores de vento e mesmo ângulo de incidência, voando-se em círculos e variando o ângulo azimutal (Φ R ). σ o ~ cos 2Φ R Da mesma forma que para o caso anterior, NRCS aumenta com o aumento do vento.

12 Valores NRCS obtidos teoricamente por Yueh et al. (2002) para NRCS e para diferentes polarizações. Notar que os valores máximos de NRCS são diferentes para as direções upwind e downwind, com maior assimetria para a polarização HH. Notar também que os valores de NRCS para a polarização HV são cerca de 20dB menores que para a polarização VV.

13 A função que expressa a dependência de sigma zero com: a velocidade do vento a 10m da superfície do mar (U 10 ), ângulo azimutal, e o ângulo de incidência, foi modelada inicialmente com a seguinte expressão: 0 a U a 1 cos a2 cos 2 1 a a 1 2 Onde a 0,a 1,a 2, são funções do ângulo de incidência.

14 Posteriormente, novos modelos foram derivados, tais como a Função de Modelo Geofísico (GMF) CMOD-4 para banda C e polarização vertical (Stoffelen and Anderson, 1997): Onde e V=U 10

17 Coeficientes para GMF CMOD4

18 Reparar que para um mesmo valor medido de σ o, e para um determinado ângulo de incidência, podemos ter mais de um par de valores (U,Φ) como solução. A solução é medir σ o para vários ângulos azimutais, o que reduzirá o número de soluções possíveis.

19 Como visto, o =f(u,, ) depende de três variáveis, sendo somente passível de determinação direta a partir da geometria de aquisição dos dados. A determinação do vetor vento envolve se determinar U, a magnitude do vento e, sua direção. A solução adotada em todos os escaterômetros orbitais é medir σ o para vários ângulos azimutais, o que reduz o número de soluções possíveis. Existem várias maneiras de se obter o sob diferentes ângulos azimutais. Em alguns sistemas sensores, usa-se duas, ou mais antenas, cada uma apontada para uma diferente posição. Em outros casos, utiliza-se uma varredura cônica, que tem o efeito de ver as células de resolução na superfície em diferentes ângulos azimutais.

20 O escaterômetro ERS: uma antena a 0 º ; uma antena apontando à frente (45 º ) e outra apontando para trás (135 º ).

21 O escaterômetro SeaWinds do satélite QuikSCAT: uma antena parabólica giratória com varredura cônica.

22 Esquema de visada e amostragem do escaterômetro SeaWinds

23 Uma lista dos vários sistemas escaterômetro já lançados

24 Cobertura global diária dos vários sistemas escaterômetro já lançados 41% do oceano global; 50km de resolução 77% do oceano global; 25km de resolução 93% do oceano global; 25km de resolução (podendo ser processado à 12.5km com alguma perda de acurácia.

28 Oceansat-2 (OSCAT)/NOAA

29 ASCAT (METOP-A) EUMETSAT Nota: esse não é um escaterômetro, mas sim um radiômetro de microondas polarimétrico. NRL/RS Division

30 Comparação entre a magnitude dos ventos oceânicos medidos por bóias e pelo escaterômetro NSCAT Para ventos entre 1 e 18ms -1, e com outliers acima de 3sd removidos, rms= 1.2ms -1 e bias=0.3ms -1.

31 Comparação entre a direção dos ventos oceânicos medidos por bóias e pelo escaterômetro NSCAT Para ventos entre 2 e 17ms -1, e ignorando os dados ambiguos, rms= 18 o e a diferença média =8 o.

34 Exemplos de dados de vento oceânico

35 Exemplos de dados de vento oceânico

36 Sites disponíveis para obtenção de dados de ventos derivados de escaterômetros: a) QuikSCAT b) QuikSCAT c) site de entrada para o software de acesso ao catálogo de dados da ESA contendo, entre outros dados, os ventos derivados dos escaterômetros ERS e METOP d) e)

37 A definição da escala decibel (db) Se um valor, p.ex. for dado em escala linear, então, seu valor em decibel (db) será dado por: Exemplo: (db) = a) Se = 100, então (db) = e (db) = 20 b) Se = 0.01, então (db) = e (db) = -20

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