SENSORIAMENTO REMOTO DOS OCEANOS

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1 SENSORIAMENTO REMOTO DOS OCEANOS Radares Altimétricos Princípios e Aplicações Prof. João A. Lorenzzetti

2 A FAIXA DE MICROONDAS DO ESPECTRO ELETROMAGNÉTICO A faixa de microondas é normalmente definida pelos comprimentos de onda entre 1 mm e 1 m, o que corresponde em frequência a faixa de 300 GHz a 300 MHz. VANTAGENS DE SE TRABALHAR NESSES COMPRIMENTOS DE ONDA - Praticamente nenhum espalhamento, e absorção muito baixa, causados pela atmosfera, aerosóis, névoa, poeira ou nuvens. CARACTERÍSTICA ÚNICA DA FAIXA: dispositivos para qualquer condição de tempo e horário.

3 A FAIXA DE MICROONDAS DO ESPECTRO ELETROMAGNÉTICO OS SENSORES DE MICROONDAS PODEM SER: - Passivos: medindo a energia em microondas emitida pelos alvos - Ativos: medindo a energia refletida/espalhada proveniente do pulso emitido em direção ao alvo O primeiro satelite verdadeiramente oceanográfico operando em microondas foi o Seasat foi lançado em 8 de junho de Por motivos técnicos, ele somente operou até 10 de outubro do mesmo ano. Em 1991 foi lançado o satélite ERS-1, que também possuía a maioria de seus sensores operando em microondas. Características do SeaSat

4 CORRENTES GEOSTRÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA Para correntes oceânicas de superfíce associadas à grandes escalas espaciais e temporais, o gradiente de pressão horizontal é proporcional à inclinação da superfície do mar, medido em relação ao geóide. Nessas condições é possível se determinar as correntes geostróficas pelas relações: v u g f g f x y u, v = componentes zonal e meridional das correntes; g = aceleração da gravidade f =ΩsenΦ é o parâmetro de Coriolis, Φ=latitude e Ω é a veloc. angular de rotação da Terra ς = altura da sup. do mar relativa ao geóide

5 CORRENTES GEOSTRÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA As correntes geostróficas são um caso especial das correntes oceânicas quando as escalas espaciais e temporais são grandes quando comparadas ao, assim chamado Raio de Deformação de Rossby, e ao período inercial. As equações que governam o movimento dos fluídos em rotação são as equações de Navier-Stokes. A componente x (Leste) destas equações é dada por: u t u u x v u y w u z 1 p x fv cos w A x u x A y u y A z u z V=(u,v,w) componentes zonal, meridional e vertical das correntes p= pressão; (A x, A y, A z )= componentes do tensor de viscosidade turbulenta.

6 CORRENTES GEOSTRÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA Considere a equação da continuidade: u x v y w z 0 ou, w z u x v y E as seguintes escalas: U para as velocidades horizontais W para a velocidade vertical H para profundidade e L para a dimensão horizontal. Substituindo na equação da continuidade temos: W H U L W U H L U

7 CORRENTES GEOSTRÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA Para grandes escalas, podemos assumir: U=10-1 ms -1 ; L=1000km=10 6 m; H=1km=10 3 m Que substituídos na equaçao anterior resulta em: W x10 10 ms 6 1 Para médias latitudes f~10-4 s -1 A x e A y tem valores entre 10 e 10 5 m s -1 A z varia entre 10-5 e 10-1 m s -1 A escala para T pode ser dada em função das escalas L e U, como T=L/U. Assim, os termos da equação de N-S na direção x dada anteriormente ficam escalados como:

8 CORRENTES GEOSTRÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA H U A z U A L U A L U A x u A L U H U H U W z u w L U y u v L U x u u L U t u z z y x x

9 CORRENTES GEOSTRÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA Se tomarmos as escalas anteriores com os maiores valores para os coeficientes de viscosidade turbulenta, teremos: u t u u x u v y w A A x z u z u x U z U L U L U L U W H U Ax L U Az H U U H L U Ay 10 L

10 CORRENTES GEOSTRÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA Se inserirmos as escalas anteriores na equação N-S, teremos: u t u u x v u y w u z 1 p x fv cos w A x u x A y u y A z u z ? Ao analisar as grandezas dos diversos termos, vemos que o termo de maior significância na direção horizontal nessas escalas espaciais e temporais grandes, e num sistema em rotação como a Terra, é o termos de Coriolis. Como todos os demais termos, com exceção do termo de gradiente de pressão, são da ordem de um milésimo do termo de Coriolis, o único termo que pode balancear o termo de Coriolis é o termo de pressão. Este é o famoso balanço geostrófico, isto é,

11 CORRENTES GEOSTRÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA Sabemos que i.e., a pressão e a densidade variam com a altura na atmosfera e com a profundidade no oceano. No caso do oceano, a variação da densidade com a profundidade é muito pequena. Assim, a menos para grandes profundidades, podemos assumir uma densidade típica. Para grandes escalas temporais e espaciais, como no balanço geostrófico, podemos assumir o balanço hidrostático, i.e. a pressão numa dada profundidade é função somente do peso da coluna de fluído acima daquela profundidade. Então, a pressão num nível z (negativo para o oceano assumindo z=0 na superfície e o eixo z apontado para cima) é dada por Onde oceano é dada por é a aceleração da gravidade. Agora, assumindo que a superfície do, e a relação acima, as equações geostróficas ficam como: Estas equações formam a base para a estimativa das velocidades oceânicas por altimetria. Se conseguirmos estimar as variações (inclinações) da superfície do oceano por satélite em escalas no mínimo iguais ao raio de deformação, então poderemos calcular (u e v), as veloc. geostróficas.

12 RADARES ALTÍMETROS Basicamente, o princípio de operação de um radar altimétrico é bastante simples: -O radar emite pulsos de REM bastante curtos em direção ao nadir; -O tempo de retorno do pulso após a reflexão com a superfície é medido com grande precisão; -Isto fornece a distância do satélite até a superfície se a velocidade de propagação do pulso é conhecida. Sat. ct Ralt R i i superfície R i representam correções por atraso na propagação do sinal

13 Para um satélite numa altitude de 500 km, o tempo de retorno do pulso transmitido é da ordem de *** segundos. Para se obter uma acurácia de 1 cm na medida, é preciso que o tempo seja medido com uma acurácia de **** segundos.

14 Para um satélite numa altitude de 500 km, o tempo de retorno do pulso transmitido é da ordem de 3 milisegundos (3x10-3 s). Para se obter uma acurácia de 1 cm na medida, é preciso que o tempo seja medido com uma acurácia de **** segundos.

15 Para um satélite numa altitude de 500 km, o tempo de retorno do pulso transmitido é da ordem de 3 milisegundos (3x10-3 s). Para se obter uma acurácia de 1 cm na medida, é preciso que o tempo seja medido com uma acurácia de 30 picosegundos (30x10-1 s).

16 Para um satélite numa altitude de 500 km, o tempo de retorno do pulso transmitido é da ordem de 3 milisegundos (3x10-3 s). Para se obter uma acurácia de 1 cm na medida, é preciso que o tempo seja medido com uma acurácia de 30 picosegundos (30x10-1 s). Para um pulso com duração, sua interação com uma superfície plana se dá como mostrado na figura abaixo: Tempo decorrido desde a emissão do pulso

17 Para um satélite numa altitude de 500 km, o tempo de retorno do pulso transmitido é da ordem de 3 milisegundos (3x10-3 s). Para se obter uma acurácia de 1 cm na medida, é preciso que o tempo seja medido com uma acurácia de 30 picosegundos (30x10-1 s). Para um pulso com duração, sua interação com uma superfície plana se dá como mostrado na figura abaixo: Tempo decorrido desde a emissão do pulso

18 Para um satélite numa altitude de 500 km, o tempo de retorno do pulso transmitido é da ordem de 3 milisegundos (3x10-3 s). Para se obter uma acurácia de 1 cm na medida, é preciso que o tempo seja medido com uma acurácia de 30 picosegundos (30x10-1 s). Para um pulso com duração, sua interação com uma superfície plana se dá como mostrado na figura abaixo: Tempo decorrido desde a emissão do pulso

19 Para um satélite numa altitude de 500 km, o tempo de retorno do pulso transmitido é da ordem de 3 milisegundos (3x10-3 s). Para se obter uma acurácia de 1 cm na medida, é preciso que o tempo seja medido com uma acurácia de 30 picosegundos (30x10-1 s). Para um pulso com duração, sua interação com uma superfície plana se dá como mostrado na figura abaixo: Tempo decorrido desde a emissão do pulso

20 Para um satélite numa altitude de 500 km, o tempo de retorno do pulso transmitido é da ordem de 3 milisegundos (3x10-3 s). Para se obter uma acurácia de 1 cm na medida, é preciso que o tempo seja medido com uma acurácia de 30 picosegundos (30x10-1 s). Para um pulso com duração, sua interação com uma superfície plana se dá como mostrado na figura abaixo:

21 Para um satélite numa altitude de 500 km, o tempo de retorno do pulso transmitido é da ordem de 3 milisegundos (3x10-3 s). Para se obter uma acurácia de 1 cm na medida, é preciso que o tempo seja medido com uma acurácia de 30 picosegundos (30x10-1 s). Para um pulso com duração, sua interação com uma superfície plana se dá como mostrado na figura abaixo:

22 Para um satélite numa altitude de 500 km, o tempo de retorno do pulso transmitido é da ordem de 3 milisegundos (3x10-3 s). Para se obter uma acurácia de 1 cm na medida, é preciso que o tempo seja medido com uma acurácia de 30 picosegundos (30x10-1 s). Para um pulso com duração, sua interação com uma superfície plana se dá como mostrado na figura abaixo:

23 Para um satélite numa altitude de 500 km, o tempo de retorno do pulso transmitido é da ordem de 3 milisegundos (3x10-3 s). Para se obter uma acurácia de 1 cm na medida, é preciso que o tempo seja medido com uma acurácia de 30 picosegundos (30x10-1 s). Para um pulso com duração, sua interação com uma superfície plana se dá como mostrado na figura abaixo:

24 A precisão com que R pode ser medido depende da frequência de amostragem do sinal de retorno. Se o tempo for medido a partir do centro do pulso emitido, R é obtido do tempo necessário para a frente do pulso subir até a metade de seu valor máximo. A largura do pulso determina: o tamanho do círculo iluminado no solo, quando a energia refletida é máxima, e o footprint do radar no mar. O raio do footprint é dado por Rc. Para uma largura de pulso de 3 ns e um satélite a 1000 km, isto daria um footprint ~ ***.

25 A precisão com que R pode ser medido depende da frequência de amostragem do sinal de retorno. Se o tempo for medido a partir do centro do pulso emitido, R é obtido do tempo necessário para a frente do pulso subir até a metade de seu valor máximo. A largura do pulso determina: o tamanho do círculo iluminado no solo, quando a energia refletida é máxima, e o footprint do radar no mar. O ráio do footprint é dado por Rc. Para uma largura de pulso de 3 ns e um satélite a 1000 km, isto daria um footprint ~ km.

26 Na realidade, raramente a superfície do oceano é perfeitamente lisa e plana. Assim, na presença de ondas, a dianteira do pulso radar começa a ser refletida no topo das ondas mais altas, e antes do tempo necessário para uma superfície lisa. Por outro lado, o máximo de energia refletida não é atingido até que a traseira do pulso chegue aos cavados mais baixos das ondas. Isto faz com que o tempo de retorno total de se expanda, como mostrado na figura em seguida:

27 É importante notar que o tempo, medido da metade do pulso emitido até o ponto médio de subida da dianteira do sinal de retorno ainda corresponde ao tempo de ida e volta até o nível médio do mar. Na presença de ondas, com altura significativa H 1/3, o footprint aumenta em raio para Rc. Com uma nova largura de pulso dada por: 16H ' 1/3 ln c Vê-se, assim, que quanto maiores forem as ondas, maior será o footprint. Em mares muito agitados, esse footprint pode chegar a 10 km.

28 Como o pulso emitido interage com uma superfície oceânica que é caracterizada por uma distribuição aleatória de facetas de ondas, um único pulso de retorno será bastante ruidoso. É, assim, necessário se fazer uma média de um grande número de pulsos em sequência para suavizar esse ruído, como mostrado na figura abaixo. A taxa de repetição de pulsos não pode, entretanto, ser muito alta pois, a partir de uma certa taxa, que depende de H 1/3, os pulsos não são mais independentes. A máxima taxa de repetição de pulsos do TOPEX é de 4000 Hz e do Envisat RA- é de 1795 Hz.

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30 h = H sat - R alt R alt h= h din +h geóide +h marés +h atm H sat h din =H sat -R alt -(h geóide +h marés +h atm ) Sup. do oceano h h geóide Geóide Topografia do fundo Elipsóide de referência

31 Correção da medida de range pelo efeito do estado do mar Como a distribuição das ondas não é normal, as alturas mediana e média são diferentes. Isso faz com que as ondas tenham picos mais agudos e curtos, e cavados mais planos e longos. Como o algorítmo usado no processamento dos dados detecta a mediana, há uma tendência de se sobre-estimar o range. Esse erro é denominado de skewness bias. Ele é calculado como R ss bh 1/3 b a 0 a U 1 a U a 3 H 1/3 U= veloc. vento

32 Correções na propagação da REM A velocidade de propagação de REM depende do índice de refração do meio (isto é, toda a trajetória, desde o satélite até a superfície do mar). Uma primeira correção de altura h i é realizada para levar em conta o retardo na velocidade do pulso radar ao passar pela ionosfera: h i = 40.3 N t / f ; onde N t =Total Electron Content por m ao longo da propagação (que varia com o horário dia, com a latitude, com a época do ano e com a atividade solar) e f = frequência da radiação do pulso radar. Considerando que 9 10 Nt h i 0. m Modelos ionosféricos ou medidas altimétricas realizadas em duas ou mais frequencias podem ser usadas para prever hi

33 Correções na propagação da REM A velocidade de propagação de REM também depende dos perfis de pressão e umidade relativa da atmosfera. O seguinte modelo pode ser usado para realizar a correção de retardo de propagação do pulso causado por esses dois fatores: h á =.7x10-5 P s W / T a Onde P s = pressão atmosférica de superfície(pa); W = conteúdo de água precipitável (kg m - ); T a = temperatura média da baixa atmosfera (K) Os dois termos dessa correção são denominados de componentes seco e úmido. Normalmente a componente seca é da ordem de m e pode ser estimada com uma precisão de 0.7cm por meio de modelos atmosféricos. A componente úmida tem magnitude entre 6 e 30cm e pode ser estimada com uma acurácia de 1-cm usando-se sondadores passivos de microondas.

34 Correções pelo efeito da maré e pressão sobre a superfície A presença das marés no oceano aberto pode causar alterações no nível do mar com amplitudes 1-m de amplitude. Essas alterações de nível do mar podem ser adequadamente corrigidas por meio de resultados de modelos numéricos de maré. Com a amplificação da maré sobre a plataforma continental, pequenos erros percentuais nos modelos de marés podem causar erros sérios no uso dos dados de altimetria sobre a plataforma continental. Padrões de pressão atmosférica alteram o nível dos oceanos. Onde a pressão aumenta, o nível abaixa, e vice-versa (~3cm por mbar). Este efeito, denominado de barômetro invertido é normalmente corrigido por meio de resultados de modelos atmosféricos.

35 CORRENTES GEOSTRÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA Para correntes de grande escala (fora das regiões das margens oeste) é razoável se supor as seguintes escalas: U(velocidade) : 10-1 m/s; f: 10-4 s -1 ; g(aceleração da gravidade)= 10 ms - Portanto, a geostrofia nos dá x Uf g Ou seja, um desnível de 10 cm a cada 100 km, o que equivale aproximadamente a uma inclinação de 6x10-5 graus! Esse é o desafio ao se tentar mediar as anomalias de nível do mar por altimetria de satélites.

36 CORRENTES GEOSTRÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA

37 A partir das inclinações médias da superfície do mar dadas pelo altímetro, é possível se obter a componente da corrente ortogonal à trajetória. A obtenção do vetor de corrente geostrófica pode ser feita a partir das órbitas ascendentes e descendentes. A partir das velocidades assim determinadas, pode-se determinar as comp. zonais e meridionais, u e v, como: u Va V cos d e v Va V sen As variâncias dos erros dessas estimativas são dados por: d u 1 g s f cos ; v 1 g s fsen σ s é o desvio padrão do êrro de medida da inclinação along-track

38 A anomalia de altura da superfície do mar SSHA Altura da superfície do mar variante no tempo Para cada ponto do track, subtrai-se a média de todos os SSH dos ciclos repetidos usados.

39 Órbitas e grade amostral de altímetros típicos Topex: alt.: 1336 km; ciclo de repetição: 10 dias; incl. 66 o Separação no equador: 316 km

40 Órbitas e grade amostral de altímetros típicos Topex: alt.: 1336 km; ciclo de repetição: 10 dias; incl. 66 o Separação no equador: 316 km Seasat: alt.: 800 km; ciclo de repetição: 3 dias; incl. 7 o Separação no equador: 800 km

41 CORRENTES GEOSTRÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA - Grande Escala - Um exemplo para o oceano Indico: Park and Gamberoni (1995) Tracks TOPEX/Poseidon para o Oceano Índico Sul

42 CORRENTES GEOSTÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA - Grande Escala - Um exemplo para o oceano Indico: Park and Gamberoni (1995) STG STG: Subtropical Gyre ACC: Antarctic Circumpolar Current SPG: Subpolar Gyre ACC SPG SPG Altura dinâmica média de 18 meses a partir dos dados TOPEX/Poseidon. Unidade em metros e contornos em 0.1 m. Linhas sólidas fortes: fronteiras aproximadas da Corrente Circumpolar Antártica.

43 CORRENTES GEOSTÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA - Grande Escala - Um exemplo para o oceano Indico: Park and Gamberoni (1995) STG ACC SPG SPG Topografia dinâmica média (últimos 6 anos de saída) gerada pelo modelo numérico FRAM. Mesmas escalas que figura anterior.

44 CORRENTES GEOSTÓFICAS A PARTIR DE ALTIMETRIA - Grande Escala - Um exemplo para o oceano Indico: Park and Gamberoni (1995) 3500 estações hidrográficas Topografia dinâmica média relativa a 000 dbar gerada a partir de dados hidrográficos históricos dos últimos 70 anos (de 1995).

45 Topex/Poseidon Tracks Inside ellipse: Track 33 (Descending) over Arabian Sea

46 N u v Fonte: Robinson, 010

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48 Brazil Malvinas Confluence Region

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50 Correntes geostróficas a partir de SSHA: Atlântico Tropical 15 o N Verão austral 5 o N 5 o S 15 o S 45 o W 35 o W 5 o W 15 o W 5 o W 5 o E 15 o E

51 Correntes geostróficas a partir de SSHA: Atlântico Tropical 15 o N Outono austral 5 o N 5 o S 15 o S 45 o W 35 o W 5 o W 15 o W 5 o W 5 o E 15 o E

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54 HS= heat storage HS = heat storage anomaly= observation long term mean Any process causing vertical displacement of isopicnals, can produce a surface displacement. Assuming in a two-layer a, any displacement of the thermocline can be scaled as a surface displacement scaled by.

55 Influência de Ondas de Rossby sobre nutrientes e produtividade biológica

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59 Altura de ondas estimada por meio de radar altimétrico

60 Altura de ondas estimada por meio de radar altimétrico

61 Magnitude do vento estimada por meio de radar altimétrico

62 Magnitude do vento estimada por meio de radar altimétrico

63 Comparações de H 1/3 e vento in situ versus radar altimétrico - Topex

64 Observações de H 1/3 por radar altimétrico - Seasat

65 Fonte:Gommenginger et al. (011)

66 Fonte:Gommenginger et al. (011)

67 Futuro bem próximo : Altímetro Interferômetro Wide-Swath Ocean Altimeter (WSOA)

68 Observações de H 1/3 e Vento por radar altimétrico - ERS

69 Observações de H 1/3 e Vento por radar altimétrico - ERS

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72 Atmospheric Optical Depth: absorption and scattering included L C X

73 A reflexão da Radiação Eletromagnética no Mar Reflexão especular e incoerente da radiação numa superfície: a) incidência normal, reflexão especular; b) incidência normal, superfície com ondas; c)incidência oblíqua, reflexão especular; d) incidência oblíqua, superfície com ondas.

74 Raio de Deformação de Rossby (R) É a escala espacial na qual o balanço geostrófico passa a ser dominante. Outra definição é a distância que uma onda longa pode propagar num tempo 1/f. Como se calcula esse parâmetro? Quando o fluido é pouco estratificado, podendo ser aproximado por um fluido de densidade constante, e a dinâmica é essencialmente barotrópica, então R gd f Onde g é a aceleração da gravidade, D a profundidade típica e f o parâmetro de Coriolis. Quando podemos aproximar a estratificação vertical por um fluido de duas camadas, com profundidade da camada superior h1 e camada inferior h, R pode ser calculado por g' h1 R c f Com g, a gravidade reduzida, dada por g' g = densidade média ou densidade típica Para uma estratificação contínua, tem-se um modo barotrópico e infinitos modos baroclínicos e seus R correspondentes. Para a bacia do Atlântico, R para o primeiro modo baroclínico foi estimado por Chelton et al., 1980.

75 Mapa global do Raio de Deformação Baroclínico (primeiro modo) calculado por Chelton et al., 1998

76 Fonte: Radar Altimetry Tutorial - ESA The radar emits a modulated chirp (s(t)) of duration T in the a frequency-band B towards the Earth's surface, then, with a delay corresponding to the estimated return time of the emitted chirp, another which is slightly shifted in frequency. By mixing the returning and deramping chirps, the frequency shift can be estimated, which, using Fourier transforms, gives the time delay.

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