Propriedades ópticas de aerossóis na atmosfera de Natal/Brasil medidas por meio de um fotômetro solar da rede AERONET

NATAL-RN ABRIL/2019

PROPRIEDADES ÓPTICAS DE AEROSSÓIS NA ATMOSFERA DE

NATAL/BRASIL MEDIDAS POR MEIO DE UM FOTÔMETRO SOLAR DA REDE AERONET

NATAL-RN ABRIL/2019

PROPRIEDADES ÓPTICAS DE AEROSSÓIS NA ATMOSFERA DE

NATAL/BRASIL MEDIDAS POR MEIO DE UM FOTÔMETRO SOLAR DA REDE AERONET

DANIEL CAMILO FORTUNATO DOS SANTOS OLIVEIRA

Dissertação de mestrado apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas, do Centro de Ciências Exatas e da Terra da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, como parte dos requisitos para obtenção do título de Mestre em Ciências Climáticas.

Orientadora: Profa. Dra. Judith Johanna Hoelzemann

COMISSÃO EXAMINADORA

Prof. Dr. Bergson Guedes Bezerra (DCAC/UFRN)

Prof. Dr. Fábio Juliano da Silva Lopes (IPEN/SP)

Profa. Dra. Elena Montilla-Rosero (Universidad EAFIT/COL)

AGRADECIMENTOS

À Profa. Dra. Judith Johanna Hoelzemann; À Profa. Dra. Elena Montilla-Rosero;

Ao Prof. Dr. Eduardo Landulfo;

Aos Profs: Dr. Lucas Alados Arboledas e Juan Luis Guerrero-Rascado;

Aos Mes.: Anderson Guimarães Guedes, Fernando Gonçalves Morais e João Carlos Pécala Rae;

À Escola de Ciências e Tecnologia da UFRN: Prof. Dr. Douglas do Nascimento Silva, Eng.º Jeffersson Fernandes de Lima, Tec. Rafael Prazeres;

Ao GP-MOQA: Todos;

À Universidade Federal do Rio Grande do Norte; À CAPES;

Ao PPGCC e em especial as Mas.: Daniele Torres Rodrigues e Mariana Oliveira Cedraz; Ao NUPPRAR: Prof. Dr. Djalma Ribeiro da Silva e Ma. Emily Tossi;

Aos terceirizados: Paulo, Luciano, Fernando, Otaciano, Zuleide e Alderi; A minha família;

Aos meus amigos;

À banca de Defesa de Mestrado; E Ao que me sustenta e me guia: Deus.

LISTA DE FIGURAS

Figura 1 - Relação entre o tamanho do aerossol e seus mecanismos de eliminação na

atmosfera. 19

Figura 2 - Organograma do espalhamento e seus tipos de mecanismos em que 𝜆𝑖 é o comprimento de onda incidente e 𝜆𝑒 é o comprimento de onda espalhado. 24 Figura 3 - Mudança no espalhamento ocorrido em aerossóis esféricos à medida que aumenta o tamanho da esfera de (1) para (3). O feixe incidente tem comprimento de onda de 0,5 μm.

25 Figura 4 - Mecanismos de interação da luz incidente com a partícula considerada esférica e

homogênea. 27

Figura 5 - Abrangência da rede RIMA com destaque para Natal e os fotômetros ativos (cor

amarela), dezembro de 2017. 33

Figura 6 - Órbita realizada pelos satélites Aqua, CloudSat, CALIPSO, PARASOL e Aura. Destaque (quadrado vermelho) para o sensor MODIS abordo do satélite Aqua. O satélite OCO caiu em 24 de fevereiro de 2009 e atualmente está em órbita o OCO-2. O tempo (em min e seg) representa a passagem de cada satélite após a passagem do anterior. 34 Figura 7 - Sistema Duster LIDAR da Cidade de Natal: 1 - laser para a emissão monocromática, 2 - espelho para direcionar o laser, 3 - telescópio para receber o sinal e 4 - unidade de controle para a comunicação entre o operador e o instrumento. 35 Figura 8 - Mapa da área de estudo, Natal capital do Rio Grande do Norte, com destaque ao

ponto de coleta de dados dentro da UFRN. 42

Figura 9 - Principais componentes do CIMEL em que (1) colimadores, (2) cabeça do sensor, (3) motor zenital, (4) motor azimutal, (5) cabo de transferência e (6) base de apoio ao

fotômetro. 46

Figura 10 - Gráfico da evolução temporal da Profundidade Óptica de Aerossol em todos os comprimentos de onda do fotômetro para os meses de janeiro, fevereiro e março de

2018, em Natal, a nível 1.0 da Versão 2. 50

Figura 11 - Diagrama-resumo da metodologia adotada. 56

Figura 12 - Valores médios diários de água precipitável (cm) para o período de agosto de

2017 a março de 2018. 57

Figura 13 - Gráfico de dispersão da água precipitável versus AOD. 58 Figura 14 - Boxplot de AOD (500 nm) com destaque para a média mensal do período de

Figura 15 - Frequência de ocorrência para AOD (500 nm). 60 Figura 16 - Boxplot do Expoente de Ångström (440-675 nm) com destaque para a média mensal do coeficiente de agosto de 2017 a março de 2018. 61 Figura 17 - Frequência de ocorrência para o Expoente de Ångström (440-675 nm). 62 Figura 18 - Média mensal da Distribuição de Tamanho Volumétrica para o período de agosto

de 2017 a janeiro de 2018. 63

Figura 19 - Gráfico de dispersão das médias diárias de AOD (500 nm) versus Expoente de Ångström (440-675 nm). As cores indicam o tipo de aerossol. 65 Figura 20 - Classificação das observações do fotômetro solar CIMEL para o dia 09 de

fevereiro de 2018. 67

Figura 21 - Produto Aerosol do MODIS/Aqua, Nível 2 e resolução de 10 km. A intensidade das cores é referente à média de AOD. Destaque para a região onde se encontra Natal. 68 Figura 22 - Subtipo de aerossol observado pelo CALIOP, Versão 4.10, produtos de nível 2, das 4:04 as 4:18 UTC do dia 09 de fevereiro de 2018. A barra de cores representa os subtipos de aerossóis: 1-Marinho, 2-Poeira, 3-Fumaça, 4-Continental limpo, 5-Poeira poluída, 6-Fumaça elevada, 7-Marinho empoeirado, 8-Aerossol PSC do inglês Polar Stratospheric Clouds, 9-Cinza vulcânica, 10-Sulfato/outros e N/A-Não Aplicado. Destaque para as medidas mais próximas a Natal (103 km). 68 Figura 23 - Retro-trajetórias finalizadas às 19:00 UTC do dia 09 de fevereiro de 2018 com

dados meteorológicos GDAS. 69

Figura 24 - Perfil Duster LIDAR do dia 09 de fevereiro de 2018 em Natal-RN das 18:43 às 18:53 UTC. Com resolução espacial de 3,75 m, resolução temporal de 10 s e

comprimento de onda de 532 nm. 70

Figura 25 - Perfil de retroespalhamento do Duster LIDAR para o dia 09 de fevereiro de 2018 das 18:43 às 18:53 UTC. Os sinais analógicos (AN) perpendicular (s) e paralelo (p) para o mesmo comprimento de onda (532 nm) se relacionam com a altitude (km). 71 Figura 26 - Gráfico de barras para as retro-trajetórias provenientes da África (cor azul) e as provenientes de outras direções (cor vermelha) em cinco níveis diferentes de altura para o período de medições de agosto de 2017 a março de 2018. 72 Figura 27 - Predominância das origens para cada altura em estudo: (A) 500 metros, (B) 1.500 metros, (C) 3.000 metros, (D) 4.000 metros e (E) 6.000 metros. As larguras das linhas representam a porcentagem de retro-trajetórias em cada direção. 73

LISTA DE QUADROS E TABELAS

Tabela 1 - Fotômetros solares CIMEL que operaram em Natal (RN), Brasil. 50 Tabela 2 - Dias com observações e dias com inversões do fotômetro solar CIMEL em seus

respectivos meses (agosto de 2017 a março de 2018). 52

Tabela 3 - Parâmetros utilizados nas retro-trajetórias calculadas pelo modelo HYSPLIT. 55 Tabela 4 - Média mensal para Albedo de Espalhamento Único (SSA), Índice de Refração Complexo (parte real e parte imaginária) e Fator de Assimetria (g) a 440 nm no período de

agosto de 2017 a janeiro de 2018. 64

Tabela 5 - Média de AOD, desvio padrão de AOD (σ_AOD), média de α, desvio padrão de α

(σα) para suas respectivas classificações. 66

Quadro 1- Exemplos de pesquisas utilizando algumas propriedades ópticas com dados da

AERONET e seus respectivos autores. 39

Quadro 2 - Principais sistemas atmosféricos atuantes na precipitação da costa leste do RN e o

LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS

AERONET AErosol RObotic NETwork AGL Above Ground Level AOD Aerosol Optical Depth AOT Aerosol Optical Thickness

APEL Assessment of atmospheric optical Properties during biomass burning Events and Long-range transport of desert dust

ARL Air Resources Laboratory

BC Black Carbon

CALIOP Cloud-Aerosol Lidar with Orthogonal Polarization

CALIPSO Cloud-Aerosol Lidar and Infrared Pathfinder Satellite Observation DISC Data and Information Services Center

DOL Distúrbios Ondulatórios de Leste DTV Distribuição de Tamanho Volumétrica EARLINET European Aerosol Lidar Network EOS Earth Observing System

PHOTONS PHOtométrie pour le Traitement Opérationnel de Normalisation Satellitaire GAW Global Atmospheric Watch

GDAS Global Data Assimilation System GES Goddard Earth Sciences

GOCART Goddard Chemistry Aerosol Radiation and Transport

GP-MOQA Grupo de Pesquisa de Modelagem e Observação de Química da Atmosfera GSFC Goddard Space Flight Center

HYSPLIT HYbrid Single-Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model

HN Hemisfério Norte

HS Hemisfério Sul

IBGE Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística INMET Instituto Nacional de Meteorologia

IPCC Intergovernmental Panel On Climate Change IPEN Instituto de Pesquisas Energéticas e Nucleares LALINET Latin American Lidar Network

LIDAR Light Detection and Ranging

MOLOTOV MOnitoring aerosol LOng range Transportation OVer Natal NASA National Aeronautics and Space Administration

NEB Nordeste do Brasil

NOAA National Oceanic and Atmospheric Administration

NUPPRAR Núcleo de Processamento Primário e Reuso de Água Produzida e Resíduos OPAC Optical Properties of Aerosols and Clouds

PCD Plataforma de Coleta de Dados

RIMA Red Ibérica de Medida fotométrica de Aerosoles

RN Rio Grande do Norte

SB Sistemas de Brisa

SSA Single Scattering Albedo

UC Unidade de Controle

UFRN Universidade Federal do Rio Grande do Norte UGr Universidad de Granada

UTC Universal Time Coordinated

UV Ultravioleta

VCAN Vórtice Ciclônico de Altos Níveis VSD Volume Size Distribution

WMO World Meteorological Organization ZCIT Zona de Convergência Intertropical

LISTA DE SÍMBOLOS

λ Comprimento de onda

𝛼 Coeficiente/parâmetro/expoente de Ångström

σ Desvio padrão

𝑔 Fator de assimetria

RESUMO

O estudo dos aerossóis atmosféricos contribui para o entendimento da forçante radiativa e do aquecimento global. Além disso, os aerossóis podem influenciar na química da atmosfera, visibilidade, na saúde humana e na precipitação. Desde 2016, Natal, capital do Rio Grande do Norte, Brasil, possui um fotômetro solar (CIMEL) da rede RIMA/AERONET que pode identificar a presença de aerossóis de queima de biomassa e poeira mineral provindos da África. Para tal identificação, objetiva-se caracterizar as propriedades ópticas dos aerossóis presentes na atmosfera de Natal (RN). Os dados disponibilizados pela AERONET, a nível 1.5, Versão 3, fornecem informação sobre características microfísicas como profundidade óptica de aerossol (AOD), coeficiente de Angström (α), albedo de espalhamento único (SSA), fator de assimetria (g), índice de refração complexo (N), distribuição de tamanho volumétrica (DTV) e água precipitável. O período de obtenção destes dados foi de agosto de 2017 a março de 2018. Os aerossóis foram classificados mediante climatologias globais e suas propriedades ópticas foram descritas. As observações de satélites e do LIDAR local foram verificadas no decorrer de um dia para um estudo de caso. Adicionalmente, foram modeladas retro-trajetórias com o modelo HYSPLIT a fim de identificar a origem das massas de ar e a predominância das mesmas. Os aerossóis presentes na coluna atmosférica de Natal apresentaram médias mensais de AOD na faixa de 0,10 a 0,15 com representação dos dados de ~40%, médias mensais de α entre 0,6 e 0,8 com representação acima de 30%, DTV bimodal com a moda grossa dominante, SSA em torno de 0,80, parte real em torno de 1,500, parte imaginária variando de 0,0125 a 0,0437 e g acima de 0,74. A água precipitável acompanhou o aumento de AOD com uma correlação fraca (R = 0,43). A classificação mostrou aerossóis mistos (60,40%), aerossol marinho (30,69%) e poeira mineral (8,91%). As retro-trajetórias identificaram que, em cerca de 51% dos casos, os aerossóis continentais tiveram origem da África.

ABSTRACT

The study of atmospheric aerosols contributes to the understanding of radiative forcing and global warming. In addition, aerosols may influence atmosphere chemistry, visibility, acid rain, human health and precipitation. Since 2016, Natal, capital of Rio Grande do Norte, Brazil, has a solar photometer (CIMEL) of the RIMA-AERONET network that can identify the presence of biomass burning aerosols and desert dust from Africa. For this identification, it is aimed to characterize the optical properties of these aerosols present in the atmosphere of Natal (RN). The data available by AERONET, at level 1.5, Version 3, provide information on microphysical characteristics such as Optical Aerosol Depth (AOD), Ångström Coefficient (α), Single Scattering Albedo (SSA), Asymmetry Factor (g), Complex Refractive Index (N), Volume Size Distribution (VSD) and Precipitable Water. The data collection period was from August 2017 to March 2018. Aerosols were classified based on global climatologies and their optical properties were described. The observations of satellites and the local LIDAR were verified in the course of a day for a case study. In addition, backward trajectories were modeled with the HYSPLIT model to identify the predominant origins of the air masses. Aerosols present in the atmospheric column of Natal showed monthly means of AOD in the range of 0.10 to 0.15 with data representation of ~40%, monthly means of α between 0.6 and 0.8 with representation above 30%, bimodal VSD with dominant coarse mode, SSA about 0.80, real part around 1.500, imaginary part ranging from 0.0125 to 0.0437 and g above 0.74. The Precipitable Water accompanied the increase of AOD with a weak correlation (R = 0,43). The classification showed mixed aerosols (60.40%), marine aerosols (30.69%) and mineral dust (8.91%). The backward trajectories identified that in about 51% of the cases the continental aerosols origined from the Africa.

SUMÁRIO 1 INTRODUÇÃO 15 2 REFERENCIAL TEÓRICO 18 2.1 Aerossóis atmosféricos 18 2.2 Radiação 21 2.3 Interação radiação-aerossóis 22 2.3.1 Atenuação da radiação 23 2.3.1.1 Espalhamento 24 2.3.1.2 Absorção 26 2.3.1.3 Lei de Beer-Bouguer-Lambert 28

2.4 Sensoriamento remoto de aerossóis atmosféricos 31

2.4.1 Rede RIMA-AERONET 32

2.4.2 Satélites 33

2.4.3 Sistema LIDAR 35

3 REVISÃO DE LITERATURA 37

3.1 Estudos com o banco de dados da AERONET 37

3.2 Estudos com outras técnicas de sensoriamento remoto de aerossóis 40

3.3 Transporte transcontinental de aerossóis 41

4 MATERIAL E MÉTODOS 42

4.1 Local de estudo 42

4.1.2 Sistemas atuantes na precipitação local 43

4.2 Instrumento e medidas 45

4.2.2 Sistema de transferência e processamento dos dados do CIMEL 48

4.3 Métodos 50

4.3.1 Estatística e evolução temporal dos aerossóis 51

4.3.2 Classificação dos aerossóis 52

4.3.3 Relação do CIMEL com outros instrumentos de sensoriamento de aerossóis 53

4.3.4 Modelagem do transporte de parcelas de ar 54

5 RESULTADOS E DISCUSSÃO 57

5.1 Água precipitável 57

5.2 AOD 58

5.3 Expoente de Ångström (α) 60

5.5 Albedo de Espalhamento Único (SSA), Índice de Refração Complexo (N), Fator de

Assimetria (g) a 440 nm 63

5.6 Classificação dos aerossóis 65

5.8 Estudo de caso 66

5.9 Origem das parcelas de ar medidas na atmosfera de Natal 71

6 CONCLUSÃO 74

REFERÊNCIAS 76

APÊNDICE A - REFERENCIAL TEÓRICO COMPLEMENTAR 85

Tipos de aerossóis 85

Aerossóis marinhos 85

Poeira mineral 86

Aerossóis de queima de biomassa (carbonáceos) 87

Propriedades ópticas de aerossóis atmosféricos 89

Quadro com as principais climatologias para a classificação de aerossóis atmosféricos 90

Radiação 93

Onda eletromagnética e as leis da radiação 93

Espectro eletromagnético 94

Bandas espectrais e janelas atmosféricas 95

Radiometria e fotometria 96

Sistema geográfico horizontal local 97

APÊNDICE B - DESCRIÇÃO ADICIONAL DO FOTÔMETRO SOLAR CIMEL 99

Precisão e calibração do CIMEL 101

APÊNDICE C - MANUTENÇÃO DO FOTÔMETRO SOLAR CIMEL 104

Monitoramento e manutenção do CIMEL 105

1 INTRODUÇÃO

A atmosfera levou milhões de anos para alcançar as concentrações dos seus constituintes que mantêm o equilíbrio no planeta, contribuindo para o clima dele. Ela pode ser definida como a camada mais externa da Terra e é constituída por partículas sólidas, massas líquidas e elementos gasosos que se dividem em gases inertes (nitrogênio, oxigênio, argônio, neônio, hélio, xenônio, criptônio e outros), gases variáveis (vapor de água, dióxido de carbono, ozônio e outros) (VIANELLO; ALVES, 2012; SEINFELD; PANDIS, 2016) e é formada também por gotas d’água e cristais de gelo (YAMASOE; CORRÊA, 2016). Além desta variedade de mistura, os aerossóis atmosféricos naturais e antropogênicos também compõem a atmosfera. Motta (2004) destacou os resíduos antropogênicos como parte dessa mistura, referindo-se à injeção de resíduos das fábricas e às descargas de veículos automotores. Segundo Seinfeld e Pandis (2016), as atividades antropogênicas representam a maioria das mudanças rápidas na concentração dos gases traços nos últimos 200 anos.

Como os aerossóis participam de vários ciclos químicos (VIANELLO; ALVES, 2012) e são um dos principais componentes da atmosfera, é requerido um conhecimento detalhado dos mesmos nos estudos sobre o clima da Terra e suas variações temporais (HAMILL et al., 2016), assim como a interação que os aerossóis têm com os gases reativos na atmosfera. Então, surgiu a necessidade de monitorar e estudar esses aerossóis, sejam eles antropogênicos (queima de combustíveis fósseis, por exemplo) ou naturais (cinzas vulcânicas, poeira do deserto, aerossol biogênico, dentre outros), por meio de diversas tecnologias, dentre elas, as técnicas de sensoriamento remoto. O sensoriamento remoto pode ser realizado a partir da superfície terrestre ou por satélite cujas medidas oferecem uma grande cobertura espacial, enquanto as medidas de superfície oferecem uma maior resolução temporal (TOLEDANO, 2005).

A partir dessa necessidade, criaram-se as redes de sensoriamento remoto baseadas em solo. Dentre as redes que monitoram as propriedades ópticas dos aerossóis; como a Global Atmospheric Watch (GAW), a European Aerosol LIDAR Network (EARLINET) (TOLEDANO et al., 2011), a Latin American LIDAR Network (LALINET) (GUERRERO-RASCADO et al., 2016; ANTUÑA-MARRERO et al., 2017) e outras; destaca-se a AErosol RObotic NETwork (AERONET). Conforme Calinoiu et al. (2011) e Toledano et al. (2007), estas redes representam esforços para reduzir as incertezas existentes nas estimativas da forçante radiativa de aerossóis e, consequentemente, reduzir as incertezas do impacto do aerossol no

clima. Para tal, foram desenvolvidos muitos experimentos de campo, técnicas e modelos (MONTILLA-ROSERO et al., 2016).

Dessa forma, a importância deste estudo está na influência dos aerossóis atmosféricos sobre no balanço radiativo da Terra (RUIZ-ARIAS, et al., 2013; ORZA; PERRONE, 2015), pois ele é alterado devido ao efeito direto, indireto e semidireto da interação dos aerossóis com a radiação. As motivações da pesquisa estão relacionadas à qualidade do ar, nos efeitos da saúde humana e na redução da visibilidade nas áreas urbanas e rurais, conforme indicaram Seinfeld e Pandis (2016), assim como os aerossóis atmosféricos podem afetar a formação de gelo nas nuvens e a precipitação (FUZZI et al., 2015; ORZA; PERRONE, 2015).

O presente estudo contribui de forma significativa para o estudo do clima, pois, o fotômetro solar CIMEL revela-se uma ferramenta de extrema utilidade para obter uma Razão LIDAR1 efetiva (GUERRERO-RASCADO et al., 2009), ele permite a validação de sensores de satélite (JEONG et al., 2018) e modelos de aerossol a uma escala regional, permite diferenciar entre os tipos de aerossóis na atmosfera (TOLEDANO et al., 2007) e analisar diferentes propriedades ópticas dos aerossóis atmosféricos. Outra justificativa para esta pesquisa com aerossóis na atmosfera de Natal está embasada no transporte de longo alcance de poeira mineral do continente africano sob forte influência dos ventos alísios, que ocorre durante dezembro, janeiro e fevereiro quando a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) está posicionada mais ao sul (TALBOT et al., 1990; SWAP et al., 1992; KUMAR et al., 2014; LANDULFO et al., 2016).

Diante do exposto, levantou-se o seguinte questionamento: há, em determinada época do ano, aerossóis de queima de biomassa e de poeira mineral transportados do continente africano na atmosfera da cidade de Natal, Rio Grande do Norte (Brasil)? Hipoteticamente, há aerossóis de poeira mineral e de queima de biomassa na coluna atmosférica de Natal nos meses de dezembro, janeiro e fevereiro provindos do continente africano. Além disso, há aerossóis marinhos, pois, a cidade é costeira, recebendo a influência direta do Oceano Atlântico.

1_{Inicialmente, faz-se uma suposição acerca do valor da Razão LIDAR, que é baseada em medidas da}

profundidade óptica da atmosfera, podendo ser realizada por um sistema de fotômetro solar, geralmente instalado próximo ao sistema LIDAR (LOPES, 2011)

Para testar a hipótese, tem-se o objetivo geral desta pesquisa: caracterizar as propriedades ópticas dos aerossóis presentes na coluna atmosférica de Natal, capital do Rio Grande do Norte (Brasil). Este objetivo geral é complementado pelos seguintes objetivos

específicos:

• Descrever as propriedades ópticas dos aerossóis e seus comportamentos quanto à evolução temporal na atmosfera de Natal;

• Correlacionar a água precipitável com AOD;

• Classificar os tipos de aerossóis presentes na coluna atmosférica de Natal;

• Verificar a classificação dos aerossóis com dados de satélites e do Duster LIDAR de Natal para possíveis estudos de caso;

• Identificar a predominância das origens das massas de ar;

• Disponibilizar uma base de dados para estimativa da Razão LIDAR com o Duster LIDAR.

A fim de uma organização adequada ao que se propõe, a dissertação está estruturada da seguinte forma: Introdução, Referencial Teórico (aerossóis atmosféricos, radiação, interação radiação-aerossóis e sensoriamento remoto de aerossóis atmosféricos), Revisão de Literatura e, posteriormente, a seção de Material e Métodos abordará a área de estudo, a descrição do fotômetro CIMEL e os cálculos das propriedades ópticas. Em seguida, a seção Resultados e Discussão apresentará a análise dos dados obtidos pelo CIMEL, gerados no decorrer desta pesquisa e, por fim, a Conclusão. Informações extras à dissertação são apresentadas em quatro apêndices com o objetivo de complementar este estudo.

2 REFERENCIAL TEÓRICO

O referencial teórico abordará a interação entre aerossóis atmosféricos e a radiação que é fundamental ao funcionamento do fotômetro solar. Adicionalmente, é abordado o monitoramento destas partículas pelas redes de sensoriamento remoto em solo.

2.1 Aerossóis atmosféricos

A palavra aerossol foi designada por Donnan em 1918 e introduzida em 1920 na literatura meteorológica por Schmauss (SPURNY, 1999) e sua escrita em inglês veio da etimologia de aero (air) e sol (solution) cuja aplicação comercial começou nos anos 40. Baron e Willeke (1993) definiram aerossol como um conjunto de partículas líquidas ou sólidas suspensas em um meio gasoso suficiente para serem observados e medidos, geralmente medindo cerca de 0,001 a 100 μm em tamanho (diâmetro médio).

A descrição completa das partículas de aerossol atmosférico requer especificação não só de sua concentração, mas também de seu tamanho, composição química, fase (líquida ou sólida) e morfologia (forma da partícula). Tais características dependem basicamente de suas fontes de emissão e seus processos de evolução ou “envelhecimento” na atmosfera (YAMASOE; CORRÊA, 2016). Em outras palavras, os aerossóis são gerados principalmente em fontes próximas ao solo, mas também na atmosfera por nuvens e conversão de gás a partícula (RUIZ-ARIAS et al., 2013; CARDOSO et al., 2018). Suas fontes podem ser naturais ou antropogênicas. Dentre as fontes naturais, tem-se erupções vulcânicas, oceanos, desertos, queimadas naturais, as florestas com os grãos de pólen, fragmentos de planta (SEINFELD; PANDIS, 2016), reações entre emissões gasosas, pó meteórico (ÅNGSTRÖM, 1961) e outras. Entre as fontes antropogênicas, há a queima de combustíveis fósseis, incêndio provocados ou acidentais, processos industriais, ruas e estradas, meios de transporte e processos agrícolas (CALINOIU et al., 2011).

A partir destas fontes, é possível classificar os aerossóis em primários, aqueles emitidos diretamente como partículas à atmosfera, e em aerossóis secundários, aqueles originados por processos de conversão de gases a partículas, por exemplo. De acordo com Cardoso et al. (2018), é importante conhecer quantitativamente as fontes de aerossóis atmosféricos para implementar corretamente estratégias e medidas para controlar e reduzir a poluição atmosférica por partículas e seus efeitos na natureza e na humanidade.

De acordo com a Figura 1, o diâmetro do aerossol pode varia de 0,002 a 100 μm e as partículas maiores que 1 μm são identificadas como moda grossa, sendo produzidas principalmente por processos mecânicos (vento e erosão) ao passo que as partículas menores que 1 μm são identificadas como moda fina, dividida em moda de acumulação (diâmetro de 0,01 a 1 μm) e moda de nucleação (diâmetro entre 0,001 e 0,01 μm). A moda de acumulação é o resultado de emissões primárias (condensação de sulfatos secundários, nitratos e orgânicos da fase gasosa) e da coagulação de partículas menores (SEINFELD; PANDIS, 2016) já a moda de nucleação, geralmente, é composta de aerossóis criados in situ a partir da fase gasosa por nucleação (taxa a que os núcleos estáveis iniciais e muito pequenos aparecem).

Figura 1 - Relação entre o tamanho do aerossol e seus mecanismos de eliminação na atmosfera.

Fonte: Adaptada de Toledano (2005).

Toledano (2005) explicou que existem vários mecanismos geradores de aerossóis: combustão, reações químicas entre substâncias precursoras e movimentos de massas de ar. As partículas assim geradas são eliminadas da atmosfera mediante ação gravitacional, coagulação, condensação e precipitação, implicando um tempo de vida que pode variar de minutos a semanas na troposfera, chegando a meses na estratosfera, pois, em altitudes mais elevadas, processos de eliminação tais como condensação ou precipitação não acontecem. Observa-se que a eliminação por ação gravitacional é conhecida como deposição seca e que a eliminação por hidrometeoros atmosféricos é conhecida como deposição úmida.

Conforme Kaufman, Tanré e Boucher (2002), a maioria dos aerossóis é de natureza regional devido ao seu curto tempo de vida, à distribuição regional das fontes e à variabilidade das suas propriedades; dessa forma, as condições meteorológicas sazonais determinam até onde os aerossóis são transportados de suas fontes, bem como sua distribuição vertical pela atmosfera, o que pode modificar as suas propriedades durante o transporte por deposição seca ou úmida, processos em nuvem e reações químicas atmosféricas.

Por serem de diferentes origens e variáveis no tempo e espaço, as partículas de aerossóis são importantes, pois influenciam o balanço radiativo e o clima pela dispersão e absorção da radiação solar (FUZZI et al., 2015; SEINFELD; PANDIS, 2016) (efeito direto); ou seja, dependendo de sua composição, eles absorvem a luz do sol na atmosfera, resfriando ainda mais a superfície, mas aquecendo a atmosfera no processo (KAUFMAN; TANRÉ; BOUCHER, 2002); e por meio do efeito indireto por atuarem como núcleos de condensação de nuvens, modificando a microfísica e, portanto, as propriedades radiativas como o albedo, a quantidade e o tempo de vida das nuvens (TOLEDANO, 2005), o conteúdo de água líquida da nuvem e a área de cobertura (KAUFMAN; TANRÉ; BOUCHER, 2002; CORTÉS-HERNÁNDEZ; APARICIO, 2014; TOMASI et al., 2015).

Como consequência, eles alteram o perfil de temperatura por aquecer/esfriar as camadas da atmosfera e alteram a estabilidade da mesma, reduzindo a quantidade de nuvens por meio do efeito semidireto (KOREN et al., 2008). Assim, mudanças no albedo da nuvem, cobertura e tempo de vida têm um grande impacto no balanço radiativo da Terra (SENA, E. T., 2016).

Isso faz com que a forçante radiativa de aerossol seja um parâmetro chave na quantificação do efeito deles na mudança climática, que depende em grande parte das propriedades ópticas do aerossol (LEE et al., 2010). Essa forçante é negativa quando resulta em um efeito de resfriamento e positiva quando resulta em um efeito de aquecimento (fuligem, por exemplo). Sendo assim há uma intensificação no estudo de seus processos e efeitos (dos aerossóis) nos últimos anos por supostamente atuarem contra os gases do efeito estufa, causando resfriamento do sistema Terra-atmosfera (KAUFMAN; TANRÉ; BOUCHER, 2002; YAMASOE; CORRÊA, 2016) e por serem uma das maiores fontes de incerteza como forçante radiativa (IPCC, 2013). Por isso, monitorar as distribuições espaciais e temporais de gases traço e aerossóis atmosféricos é fundamental para entender seus impactos na mudança climática (IPCC, 2013).

Um exemplo de forçante negativa é causada pelas interações aerossol-nuvem que se dá pelo aumento na concentração do número de gotas de nuvem resultante de um aumento de

aerossol antropogênico (núcleo de condensação de nuvem), então a nuvem poluída consistirá de mais gotículas, porém de menores tamanhos (TWOMEY, S., 1974, 1977) do que uma nuvem não poluída. Isso aumenta a área da superfície da nuvem e, portanto, a quantidade de radiação solar que é refletida de volta ao espaço (FUZZI et al., 2015).

Quando em elevadas concentrações, o aerossol exerce efeitos danosos à sociedade, contribuindo para uma má qualidade do ar (ORZA; PERRONE, 2015). Sendo assim, uma boa forma de diagnosticar se uma cidade ou região está limpa ou poluída está no estudo da sua atmosfera, o que poderá ser feito tanto pelo estudo das águas de chuva, dos gases atmosféricos ou do material em suspensão no ar (MOTTA, 2004). Adicionalmente, os aumentos na concentração de aerossóis e mudanças em sua composição, impulsionados pela industrialização e uma população em expansão, podem afetar adversamente o clima da Terra e o suprimento de água (KAUFMAN; TANRÉ; BOUCHER, 2002).

Mudanças no padrão de precipitação, implicam em mudanças na distribuição das nuvens e, consequentemente, no abastecimento de água para consumo humano e demais usos como a dessedentação animal e na agricultura. Portanto, os aerossóis, incluindo os antropogênicos, estão intrinsecamente ligados ao sistema climático e ao ciclo hidrológico (KAUFMAN et al., 1998; KAUFMAN; TANRÉ; BOUCHER, 2002).

Não obstante, os métodos para medição dos aerossóis podem ser: por coleta de amostras ao longo da coluna atmosférica chamada in situ (no local) ou com instrumentos a nível do solo como os fotômetros e os LIDAR e por meio dos aviões e satélites (LIDAR abordo e o sensor MODIS por exemplo) (TOLEDANO, 2005; CALINOIU et al., 2011).

Por fim, a classificação de aerossóis pode ser feita de várias maneiras (quanto ao local de origem, à capacidade de absorção, às propriedades ópticas, dentre outras), porém, a classificação aqui utilizada foi baseada na hipótese de que na coluna atmosférica de Natal haja aerossóis marinhos, por ser uma cidade litorânea, aerossóis de poeira mineral e aerossóis de queima de biomassa (carbonáceos), com os dois últimos, possivelmente, trazidos do continente africano em determinadas épocas do ano. Mais detalhes sobre estes três tipos de aerossóis se encontram no Apêndice A.

2.2 Radiação

A radiação que atravessa a atmosfera terrestre afeta a temperatura por meio do aquecimento e resfriamento, resultantes das interações das radiações ultravioleta (UV), visível e infravermelho com o solo, gases e partículas de aerossol; afeta a concentração de poluentes pelas interações de radiação ultravioleta e visível com alguns gases (CO2, CH4, N2O, O3,

halocarbonos, entre outros); e afeta a visibilidade e a cor por interações de radiação visível com gases e partículas de aerossol (JACOBSON, 2005). Ela também é responsável pelo aquecimento da Terra o que impulsiona a circulação da atmosfera em escala global e o clima resultante do equilíbrio entre a radiação solar incidente (ondas curtas) e a radiação infravermelha térmica (onda longa) emitida de volta à atmosfera/espaço (SEINFELD; PANDIS, 2016). Uma perturbação deste equilíbrio, seja de origem antropogênica ou natural, é chamada de forçante radiativa. Portanto, aqui são apresentados os conceitos básicos necessários ao entendimento da interação entre aerossóis e a radiação proveniente do Sol na atmosfera terrestre.

Radiação térmica pode ser definida como aquela emitida pela agitação associada à temperatura da matéria, sendo comumente chamada de calor e luz (IQBAL, 1983). Jacobson (2005) e Yamasoe e Corrêa (2016) complementaram o conceito de radiação como a emissão ou propagação de energia sob a forma de um fóton ou onda eletromagnética. Todo corpo com temperatura acima do zero absoluto (0 K) emite radiação em diferentes comprimentos de onda e, uma vez emitida, ela atravessa o espaço ou ar atingindo um segundo corpo que a reflete, absorve, espalha, refrata ou transmite. Um exemplo da situação descrita é o Sol (corpo que emite), a atmosfera (meio pelo qual a radiação passa) e o aerossol (corpo que recebe a radiação).

Apesar de o Sol emitir radiação em quase todos os comprimentos de onda (λ), a radiação solar consiste majoritariamente de radiações ultravioletas, visível e infravermelho próximo. Apenas cerca de 1% dessa radiação solar é formada por raios X, raios γ, infravermelho térmico, micro-ondas e ondas de rádio (YAMASOE; CORRÊA, 2016). Dessa forma, a radiação solar é denominada de onda curta, pois sua presença está na região espectral λ < 4 µm, ao contrário da radiação emitida de volta pela Terra que está presente na região espectral λ > 4 µm (onda longa). O Apêndice A traz uma explicação complementar sobre onda eletromagnética, as leis da radiação, espectro eletromagnético, bandas espectrais, janelas atmosféricas, radiometria e fotometria, além do sistema geográfico horizontal local.

2.3 Interação radiação-aerossóis

Aqui é abordada a relação entre a radiação e os aerossóis atmosféricos, por meio da atenuação ou extinção da radiação solar ao incidir sobre a atmosfera e seus componentes. Em outras palavras, quando um fluxo de energia radiante se propaga na atmosfera, haverá uma interação com os componentes atmosféricos de duas formas distintas, denominadas absorção e espalhamento.

2.3.1 Atenuação da radiação

Ångström (1929) afirmou que as influências que causam uma diminuição da energia incidente, ao atravessar a atmosfera, estão divididas em dois grupos principais: a absorção seletiva pelos gases da atmosfera e o efeito de espalhamento ou difusão da atmosfera pelas moléculas e pela poeira. Em 1961, o mesmo autor explicou que a transmissão de radiação solar através da atmosfera dependia de três fatores: o espalhamento pelas moléculas (dispersão de Rayleigh), o espalhamento e absorção por partículas sólidas e líquidas e a absorção seletiva por constituintes gasosos. Posteriormente, Ångström (1964) enfatizou que a extinção pelo aerossol, seja por espalhamento ou absorção ou ambas juntas, é uma função contínua do comprimento de onda, sem bandas seletivas.

Assim, os dois fenômenos que atenuam a radiação solar são o espalhamento ao redirecionar a radiação, chamado de radiação difusa (IQBAL, 1983), e a absorção que remove a radiação de um feixe incidente. Sendo assim, a luz solar que se propaga através de sucessivos processos de espalhamento dentro da atmosfera dá origem à radiação difusa, enquanto a luz não espalhada constitui a radiação direta (NAKAJIMA et al., 1996). Em relação à absorção, quando um corpo, como o ar, emite mais radiação do que absorve, sua temperatura diminui e quando um corpo absorve mais radiação do que ele emite, sua temperatura aumenta (JACOBSON, 2005). Nesse sentido, no processo de absorção, parte ou toda a energia de radiação é transferida para o meio no qual ela incide ou atravessa. A absortância, portanto, pode ser definida como a razão entre a quantidade de energia absorvida e o total de energia que incide sobre o volume de matéria para um dado comprimento de onda (IQBAL, 1983; YAMASOE; CORRÊA, 2016).

No processo de espalhamento, a radiação é apenas desviada da direção original, podendo ser refletida (quando a radiação espalhada volta ao hemisfério de origem) ou transmitida, portanto, a refletância é a razão entre as radiações refletida e a incidente, já a transmitância é a razão entre a radiação transmitida (soma dos componentes direto e difuso) e a radiação incidente (IQBAL, 1983; YAMASOE; CORRÊA, 2016). A reflexão, a transmissão e a absorção são dependentes do comprimento de onda incidente.

Para concluir, os aerossóis deixam a sua “marca” na radiação que é detectada nas medições radiométricas, cuja comparação é fundamentada entre o espectro da radiação solar direta na superfície terrestre e o espectro solar extraterrestre. Adicionalmente, essa interação ou atenuação ou “marca” entre uma onda eletromagnética e uma partícula pequena pode ser analisada por uma classe de problema que foi explicada por Bohren e Huffman (1983), sendo

conhecida como Problema Inverso, ou seja, uma análise adequada do campo de espalhamento descreve a partícula ou as partículas responsáveis pelo espalhamento. Em outras palavras, esta classe consiste em descrever um dragão a partir de seus rastros. Diante deste raciocínio, com as propriedades ópticas (rastros) derivadas dessa interação, é possível caracterizar e classificar o aerossol (dragão).

2.3.1.1 Espalhamento

Os mecanismos de espalhamento da luz pelas partículas podem ser divididos em três: espalhamento elástico cujo comprimento de onda da luz dispersa é o mesmo que o do feixe incidente; espalhamento semi-elástico cujo o comprimento de onda é deslocado devido a efeitos Doppler; e espalhamento inelástico (Raman e a fluorescência) cuja radiação emitida tem um comprimento de onda diferente da radiação incidente. O espalhamento elástico é constituído pela teoria Mie, espalhamento Rayleigh e a óptica geométrica, conforme é exibido na Figura 2.

Figura 2 - Organograma do espalhamento e seus tipos de mecanismos em que 𝜆𝑖 é o comprimento de

onda incidente e 𝜆𝑒 é o comprimento de onda espalhado.

Fonte: Elaborada pelo autor (2018).

Por terem várias origens e variabilidade temporal e espacial, os aerossóis possuem uma grande variedade de forma, tamanho e composição, sendo mais fácil para a teoria Mie considerar o espalhamento da luz em uma partícula esférica e homogênea (MIE, 1908). Ela foi formulada por Mie-Debye-Lorenz em 1908 e 1944, retratando o espalhamento do aerossol

Espalhamento

Elástico (λ𝑖= λ𝑒)

Teoria Mie (tamanho ≈ λ_𝑖) Rayleigh (tamanho << λ𝑖) Óptica Geométrica (tamanho >> λ𝑖)

Inelástico (λ_𝑖 ≠ λ_𝑒) Raman(λ𝑖 > λ𝑒) Fluorescência (λ_𝑖< λ_𝑒) Semi-elástico ( λ𝑖 ≠ λ𝑒 → efeito Doppler)

onde o comprimento de onda incidente é aproximadamente igual ao tamanho do aerossol. Para obter as medições da interação entre radiação solar e os aerossóis, o fotômetro solar utiliza-se da teoria Mie, sendo este mecanismo de espalhamento o mais importante desta pesquisa.

Ao contrário da teoria Mie, o lorde Rayleigh, por volta de 1871, formulou o espalhamento Rayleigh aplicado ao estudo do espalhamento de partículas muito menores que o comprimento de onda da radiação incidente (raio da partícula < 0,1λ) (VIANELLO; ALVES, 2012), ou seja, descreve a interação da luz com as moléculas, também conhecido como espalhamento molecular. O espalhamento Rayleigh apresenta forte dependência espectral, de forma que, quanto menor o comprimento de onda da radiação eletromagnética incidente, maior a quantidade de energia removida do feixe devido ao espalhamento molecular (YAMASOE; CORRÊA, 2016). Por fim, quando o diâmetro de uma partícula é muito maior que o comprimento de onda da luz (diâmetro da partícula > 32λ), a partícula está no regime geométrico. Tais partículas refletem, refratam e difratam significativamente a luz (JACOBSON, 2005).

A Figura 3 ilustra o espalhamento de aerossóis esféricos de tamanho 10-4, 0,1 e 1 μm em um comprimento de onda incidente de 0,5 μm (comprimento de onda próximo do máximo da irradiância solar) cuja partícula menor tende a espalhar a luz igualmente nas duas direções, frontal e traseira. À medida que a partícula aumenta, o espalhamento torna-se mais concentrado na direção frontal.

Figura 3 - Mudança no espalhamento ocorrido em aerossóis esféricos à medida que aumenta o tamanho da esfera de (1) para (3). O feixe incidente tem comprimento de onda de 0,5 μm.

Todo espalhamento possui um padrão angular que pode ser descrito por uma função matemática denominada função fase, dependente dos ângulos de incidência e espalhamento e do comprimento de onda da radiação incidente (YAMASOE; CORRÊA, 2016) conforme abaixo:

𝑝(𝜆, 𝛺𝑖𝑛, 𝛺𝑒𝑠𝑝) = 𝑃(𝜆, 𝜃)

sendo 𝛺_𝑖𝑛 a representação das coordenadas da orientação de incidência, 𝛺_𝑒𝑠𝑝 a representação das coordenadas da orientação de espalhamento e 𝜃 é o ângulo de espalhamento.

Os processos de espalhamento Rayleigh e a teoria Mie são responsáveis por vários fenômenos atmosféricos, dentre eles: arco-íris, glória, halos, cor branca das nuvens e coloração avermelhada ao nascer ou ocaso do Sol, que são causados pela teoria Mie e o azul do céu que é causado por moléculas na atmosfera (Espalhamento Rayleigh).

A partir do conhecimento sobre o espalhamento, tem-se a primeira propriedade óptica do presente estudo. O fator de assimetria (𝑔) é um parâmetro derivado da função fase que descreve a direção relativa do espalhamento por partículas ou gases (JACOBSON, 2005) para um certo comprimento de onda, sendo assim, para 𝑔 = 0 (Espalhamento Rayleigh) tem-se um espalhamento isotrópico, para 𝑔 = −1 o feixe incidente é totalmente espalhado de volta e para 𝑔 = 1 o espalhamento é totalmente frontal (teoria Mie). A importância dessa propriedade óptica está na avaliação da contribuição das partículas de aerossol na transferência radiativa da atmosfera.

2.3.1.2 Absorção

A absorção consiste em um processo no qual a energia radiante é transformada em outras formas de energia, geralmente energia térmica. Para que se possa compreender melhor a absorção, é necessário entender o comportamento atômico (VAREJÃO-SILVA, 2006) em que a passagem do elétron de um estado excitado para outro superior implica na absorção da radiação eletromagnética.

Este mecanismo ocorre nas moléculas e nas partículas da atmosfera, como exemplo, o carbono elementar proveniente de atividades antropogênicas e da queima de biomassa (VALENZUELA et al., 2010). O espalhamento da radiação solar pela atmosfera e a absorção por partículas são funções contínuas do comprimento de onda, e a absorção de radiação solar por gases é um processo seletivo (IQBAL, 1983). Quando a absorção ocorre em comprimentos de onda discreto, é chamada de absorção seletiva (por exemplo a absorção por ozônio, oxigênio, vapor de água, entre outros) e quando ela ocorre em vários comprimentos

de onda próximos um do outro, ela é chamada de absorção de banda. Dessa forma, a maior absorção molecular pela atmosfera ocorre no infravermelho devido ao vapor de água e ao dióxido de carbono e no ultravioleta devido ao ozônio (VIANELLO; ALVES, 2012). Ver a Figura A2 do Apêndice A.

Um resumo dos processos de atenuação da radiação na atmosfera é apresentado na Figura 4, incluindo o espalhamento Raman e a fluorescência cujos comprimentos de onda espalhados são diferentes do comprimento de onda incidente. A mesma figura mostra que a partícula pode absorver a radiação e emiti-la em forma de energia térmica.

Figura 4 - Mecanismos de interação da luz incidente com a partícula considerada esférica e homogênea.

Fonte: Adaptada de Seinfeld e Pandis (2016).

A partir do espalhamento e da absorção, tem-se mais duas propriedades de suma importância nesta pesquisa, são elas: o albedo de espalhamento único adotado como SSA (sigla de Single Scattering Albedo) e o índice de refração complexo (N). O primeiro é entendido como a razão entre o coeficiente de espalhamento e o coeficiente de extinção total em um dado comprimento de onda (YAMASOE; CORRÊA, 2016), ou seja, a fração de um feixe de radiação que é espalhado em relação à soma do espalhamento e absorção, sendo assim:

𝑆𝑆𝐴 =

Um baixo valor do SSA indica que a partícula é altamente absorvente e um valor próximo de 1 indica que a radiação é altamente espalhadora. Esse parâmetro pode ser usado para determinar as características da absorção de radiação do aerossol (LEE et al., 2010) e depende das fontes de aerossol e do envelhecimento durante o transporte (VALENZUELA et al., 2010). Dessa forma, o SSA e o g (fator de assimetria) são parâmetros fundamentais para estimar o impacto radiativo direto das partículas de aerossol.

A segunda propriedade óptica, o N (Índice de Refração Complexo), está associada à mudança de velocidade das ondas eletromagnéticas em um meio, em relação ao vácuo, e depende do comprimento de onda, sendo composto por uma parte real (𝑛), referente ao espalhamento, e uma parte imaginária, (𝑘) referente à absorção (SEINFELD; PANDS, 2016).

𝑁 = (𝑛 + 𝑖𝑘)

Na proporção em que 𝑘 aumenta, mais energia está sendo absorvida e quanto maior o valor de 𝑛, maior é o espalhamento. Portanto, o SSA é uma função do N (principalmente sua parte imaginária) e do tamanho da partícula (DUBOVIK et al., 2002b).

2.3.1.3 Lei de Beer-Bouguer-Lambert

A partir da Equação A6 (ver Apêndice A) e considerando uma atmosfera plano-paralela, a atenuação da radiação solar pode ser expressa mediante a lei Beer-Bouguer-Lambert:

𝐼 = 𝐼

. 𝑒

em que 𝐼 é a irradiância a nível do solo, 𝐼0 é a irradiância extraterrestre obtida pelo método de

Langley (ECK et al, 1999), 𝜏 é a profundidade óptica da atmosfera2 _{e 𝑚 é a massa óptica,}

entendida como a razão entre a profundidade óptica vertical e a profundidade óptica em uma determinada direção (IQBAL, 1983; TOLEDANO, 2005), e é expressa em função do ângulo zenital 𝜃 (em radianos) por:

𝑚 =

cos 𝜃

= sec 𝜃

Devido à curvatura da Terra, à refração do ar e ao espalhamento múltiplo, a massa óptica pode ser calculada por outras fórmulas empíricas. Então, manipulando a Equação 4, tem-se que a profundidade óptica total da atmosfera é dada por:

𝜏 = −

𝑚

ln (

𝐼₀

)

Porém, ao se calcular a profundidade óptica total são incluídas as contribuições dos aerossóis, do espalhamento Rayleigh (moléculas) e dos gases traço, assim sendo, faz-se necessária a subtração dos dois últimos para isolar a profundidade óptica do aerossol:

𝜏

= 𝜏 − 𝜏

− 𝜏

− 𝜏

− 𝜏

− 𝜏

− 𝜏

sendo 𝜏𝑎 a profundidade óptica dos aerossóis ou, como é adotada neste estudo, Aerosol

Optical Depth (AOD), 𝜏_𝑅 a profundidade óptica referente ao espalhamento Rayleigh e 𝜏_𝑂3 a profundidade óptica referente ao ozônio para o canal 670 nm (TOLEDANO, 2005) do fotômetro solar CIMEL e os demais referentes ao vapor de água, nitrato, gás carbônico e metano.

O AOD é derivado das medições diretas ao Sol obtidas com um fotômetro solar CIMEL, de acordo com um algoritmo da AERONET (TOLEDANO, 2007), podendo ser entendida como a concentração de aerossóis na atmosfera, ou seja, é um indicativo da quantidade e da eficiência de extinção de radiação solar pela matéria opticamente ativa num dado comprimento de onda (BENNOUNA et al. 2011). Isto faz com que o AOD seja a propriedade óptica mais importante desta pesquisa. A distinção entre profundidade e espessura óptica é abordada no Apêndice A desta dissertação.

A dependência espectral da teoria Mie para o AOD está relacionada com o tamanho das partículas e o comprimento de onda da radiação solar incidente (TOLEDANO, 2005), por isso, se utiliza um parâmetro devido a Ångström (1929, 1964) que propôs a seguinte expressão:

𝜏

= 𝛽. 𝜆

sendo 𝛽 o coeficiente de turbidez de Ångström e 𝛼 um expoente estreitamente correlacionado ao tamanho das partículas de espalhamento e à frequência de sua distribuição de tamanho (coeficiente de Ångström) (ÅNGSTRÖM, 1929). Dessa forma, há uma relação entre a dependência espectral de coeficientes de extinção e o tamanho da partícula de aerossol (XU; WANG, 2015). Um método bastante simples foi discutido por Ångström (1961) para determinar 𝛽 (constante de valor 1) bem como 𝛼. Ao manipular a Equação 8 com logaritmo neperiano, obtém-se:

ln 𝜏

= ln 𝛽 − 𝛼. ln 𝜆

Porém, o 𝛼 pode ser calculado em pares de comprimentos de onda, sendo 𝜆₁ menor que o 𝜆₂, conforme a Equação 10. Dessa forma, subtrai-se as expressões verificadas em ambos comprimentos a fim de encontrar o valor de 𝛼:

ln 𝜏

(

) = −𝛼. ln (

)

𝛼 (

) =

O coeficiente, expoente ou parâmetro de Ångström, aqui adotado como 𝛼, é um indicativo do tamanho predominante das partículas, em outras palavras, é a inclinação do logaritmo da profundidade óptica em função do logaritmo de comprimentos de onda. Teoricamente o coeficiente de Ångström pode tomar valores entre 0 e 4. Com valor próximo de zero, tem-se partículas grandes como gotas de nuvens, enquanto valores mais altos representam partículas menores com maior dependência espectral, como aerossóis de queima de biomassa. O 𝛼 ~ 2 indica predominância de partículas de aerossol da moda fina, e o 𝛼 ~ 0 indica predominância de partículas da moda grossa (KAUFAMN et al., 1998); assim, para a grande parte dos tipos de aerossol atmosférico, 1 < 𝛼 < 2 (YAMASOE; CORRÊA, 2016). Contudo Gobbi et al. (2007) explicaram que a moda fina é principalmente determinada por 𝛼 > 1, aerossóis submicron, enquanto que as partículas grossas de supermicron são geralmente associadas a 𝛼 < 1.

Para finalizar esta seção, são apresentadas duas últimas propriedades ópticas também utilizadas na pesquisa. Uma delas é a água precipitável, dada em cm, representando a quantidade total de vapor de água na direção zênite, entre uma superfície (Terra ou uma certa superfície elevada) e o topo da atmosfera (IQBAL, 1983), ou seja, é a quantidade de água que precipitaria caso a atmosfera estivesse saturada de vapor d’água (PAIXÃO, 2011). É importante frisar que a água precipitável não é uma propriedade óptica específica de aerossóis atmosféricos. Ela é obtida usando a seguinte equação:

𝑢 =

em que 𝑇_𝑤 é a transmissão de vapor de água e 𝐴 e 𝐵 são constantes de absorção exclusivas do filtro 935 nm, 𝑚𝑤 é a massa de ar ótico de vapor de água, e 𝑢 é a abundância total de vapor de

água da coluna. Esta abundância total do vapor de água da coluna é convertida em água precipitável usando o fator de normalização (uo = 10 kg/m2) e dividida pelo valor médio da

densidade da água (ρo = 1000 kg/m3) para obter u em cm.

A outra propriedade óptica é a distribuição de tamanho volumétrica, adotada aqui como DTV, que expressa as modas dos tamanhos das partículas com uma função lognormal, geralmente, a moda fina ou de acumulação (de ~0,1 a ~2 μm) e a moda grossa (de ~2 a ~50

μm) (SEINFELD; PANDIS, 2016). O tamanho do aerossol é um parâmetro chave para separar o aerossol natural do antropogênico, que é dominado por partículas de moda fina, ao passo que o natural contém partículas de moda grossa (GUERRERO-RASCADO et al., 2009; CALINOIU et al., 2011). A DTV é calculada pela expressão a seguir:

𝑑𝑉 𝑑 ln 𝑅

=

𝑒

(SMIRNOV et al., 2002). A distinção entre partículas finas e grossas é fundamental, portanto, em qualquer discussão da física, química, medição ou efeitos na saúde causados pelos aerossóis (SEINFELD; PANDIS, 2016). Por fim, a DTV pode ser entendida como o volume colunar das partículas por unidade de seção transversal da coluna atmosférica (SMIRNOV et al., 2002).

2.4 Sensoriamento remoto de aerossóis atmosféricos

Conforme Ferreira (2011), o sensoriamento remoto é um termo usado para descrever a tecnologia que permite o estudo de algumas características de um objeto, sem necessariamente estabelecer contato com ele. Sua origem física está ligada às experiências realizadas por Newton, constatando que um raio luminoso (luz branca), ao atravessar um prisma, decompõe-se em um feixe colorido (espectro de cores). Partindo desse princípio, o sensoriamento remoto de aerossóis pode ser realizado em superfície ou por satélites.

Durante os anos de 1990, o interesse renovado e uma maior compreensão dos processos de aerossóis exigiram uma ênfase no monitoramento por essas duas abordagens (SMIRNOV et al., 2000). Para associar o impacto do aerossol à atividade humana, precisamos distinguir os aerossóis naturais dos antropogênicos. Ao medir separadamente partículas finas e grossas, os sensores remotos distinguem a emissão e o transporte de poeira (principalmente de fontes naturais) da poluição e de aerossóis de fumaça (principalmente antropogênicos) em todo o planeta (KAUFMAN; TANRÉ; BOUCHER, 2002). Sendo assim, o sensoriamento remoto dos aerossóis naturais e antropogênicos têm sua importância nesta pesquisa e foi subdividido, nesta seção, em Rede RIMA-AERONET, Satélites e Sistema LIDAR.

2.4.1 Rede RIMA-AERONET

A AERONET é uma federação de redes de sensoriamento remoto de aerossol baseada no solo, estabelecida pela National Aeronautics and Space Administration (NASA) e PHOtométrie pour le Traitement Opérationnel de Normalisation Satellitaire (PHOTONS) e é expandida por outras redes como a, Red Ibérica de Medida fotométrica de Aerosoles (RIMA) (TOLEDANO et al., 2011) e colaboradores de agências nacionais, institutos, universidades, cientistas individuais, entre outros.

O projeto AERONET começou na década de 1990 com o objetivo de monitorar as propriedades ópticas do aerossol a partir do solo, baseado em fotômetros solar CIMEL (HOLBEN et al., 1998; GUERRERO-RASCADO et al., 2013) bem como validar as recuperações por satélite de propriedades ópticas de aerossóis. A fundação da rede ocorreu, mais precisamente, em 1998 (TOLEDANO et al., 2011), passando a fornecer dados para a caracterização de aerossóis em escala global em sinergismo com outros tipos de medidas de aerossóis. Suas medidas também são utilizadas para desenvolvimento e assimilação de modelos de transporte de aerossóis (OMAR et al., 2013). Para este fim, ela impõe a padronização de instrumentos, calibração e processamento (HOLBEN et al., 1998; SMIRNOV et al., 2000; PERRONE et al., 2004).

A rede RIMA foi criada em 2004 com o objetivo de promover a colaboração entre as instituições parceiras, contudo, ela iniciou suas operações como parte da AERONET em 2006, após uma calibração conjunta de todos os novos instrumentos (fotômetros solares CIMEL) (TOLEDANO et al., 2011). Ademais, os sites da RIMA são muito apropriados para a validação de satélites em diferentes ambientes: litoral, urbano, mediterrâneo, rural etc. (BENNOUNA et al., 2011). É possível visualizar toda a abrangência da rede RIMA na Figura 5 com destaque para o site de Natal, única estação brasileira vinculada à rede RIMA.

Figura 5 - Abrangência da rede RIMA com destaque para Natal e os fotômetros ativos (cor amarela), dezembro de 2017.

Fonte: Adaptada de www.caelis.uva.es (2018).

2.4.2 Satélites

Os satélites artificiais são úteis para monitorar a atmosfera do planeta em tempo real, sendo um eficiente caminho para monitorar propriedades de aerossóis (AOD e α) em uma escala global (SINYUK et al., 2007) e contribuir para a modelagem atmosférica o que, nas últimas décadas, tem levado a comunidade científica a buscar a inclusão de efeitos de aerossóis sobre o clima em modelos numéricos atmosféricos para previsão de tempo, clima e qualidade do ar (CORREA, 2007). O satélite, sem dúvida, constitui a ferramenta mais apropriada para uma ampla cobertura temporal e espacial (BENNOUNA et al., 2011) e suas aplicações estão em diversas áreas: agricultura, meio ambiente, hidrosfera, atmosfera e aplicações socioeconômicas.

Desde abril de 1960, os satélites meteorológicos estão em órbita do planeta Terra, obtendo excelentes dados observacionais (FERREIRA, 2011), com a observação de nuvens sendo uma das primeiras tarefas incorporadas à carga de satélites artificiais (CEBALLOS, 2007). Contudo, foi a partir da convenção de Estocolmo em 1972 que houve um estímulo à criação de um programa internacional denominado Earth Observing System (EOS) liderado pela NASA para o estudo de processos de mudanças climáticas, em 1980, (SOARES; BATISTA; SHIMABUKURO, 2007) e, pela primeira vez, um programa espacial definiu os sensores dos satélites nas exigências dos especialistas das áreas de Ciência da Terra.

Um desses sensores é o MODerate-resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS), que faz parte de uma nova geração de sensores espaciais. O lançamento deste sensor ocorreu no fim de 1999 e suas medições de radiância são realizadas em 36 canais, abrangendo uma faixa de 0,44 a 15 μm, com uma variação de resolução espacial de 250 m (bandas 1 e 2), 500 m (bandas 3 a 7) e 1 km (bandas 8 a 36) (BENNOUNA et al., 2011). Este sensor possui dois satélites, o Terra desde 2000 e o Aqua desde 2002 (KAUFMAN et al., 2005b; TOMASI et al., 2015) que estão em órbita polar3_.

Além do sensor MODIS, existem outros como o Cloud-Aerosol Lidar with Orthogonal Polarization (CALIOP) a bordo do satélite Cloud-Aerosol Lidar and Infrared Pathfinder Satellite Observation (CALIPSO) que foi lançado em 28 de abril de 2006 cujo uso do laser ocorreu em 7 de junho de 2006 (WINKER; HUNT; MCGILL, 2007). Com os algoritmos do CALIOP, este satélite consegue identificar as camadas da atmosfera, de aerossóis e de nuvens (OMAR et al., 2013). A Figura 6 ilustra os satélites CALIPSO e Aqua em uma mesma órbita espacial junto com outros quatro satélites.

Figura 6 - Órbita realizada pelos satélites Aqua, CloudSat, CALIPSO, PARASOL e Aura. Destaque (quadrado vermelho) para o sensor MODIS abordo do satélite Aqua. O satélite OCO caiu em 24 de

fevereiro de 2009 e atualmente está em órbita o OCO-2. O tempo (em min e seg) representa a passagem de cada satélite após a passagem do anterior.

Fonte: Adaptada de www.pt.wikipedia.org (2018).

Conforme Correia et al. (2007) e Olmo et al. (2008), os resultados obtidos a partir de sensores em satélites precisam ser “validados”, isto é, comparados com instrumentos de reconhecida eficiência e robustez pela comunidade internacional, para que possam ser

3 _{Esta órbita passa pelos polos do planeta com uma inclinação próxima a 90 graus em relação ao}

utilizados com finalidades científicas, portanto os produtos de propriedades ópticas do aerossol do sensor MODIS, por exemplo, podem ser validados pela comparação com os produtos obtidos da AERONET.

2.4.3 Sistema LIDAR

O LIDAR é uma técnica de sensoriamento remoto ativo que possui um sistema de transmissão composto por um laser, apontando para o céu em um ângulo de 90º, e um sistema de aquisição, composto por um telescópio e equipamentos de detecção do sinal recebido (KOVALEV; EICHINGER, 2004; ARGALL; SIGA, 2013) - Figura 7. A técnica consiste no envio de pulsos de luz (TOMASI et al., 2015) em direção ao objeto de estudo que espalha parte da luz de volta e o telescópio recebe parte do sinal de retorno (ARGALL; SIGA, 2013), por isto, é dito ativo, ao passo que um radiômetro é chamado passivo, pois apenas recebe a radiação devida à atenuação da luz solar.

Figura 7 - Sistema Duster LIDAR da Cidade de Natal: 1 - laser para a emissão monocromática, 2 - espelho para direcionar o laser, 3 - telescópio para receber o sinal e 4 - unidade de controle para a

comunicação entre o operador e o instrumento.

Este instrumento é capaz de fornecer um perfil vertical da atmosfera até uma certa altura o que possibilita a identificação de camadas (aerossol ou nuvem) durante o intervalo de tempo de medição. A identificação destas camadas só é possível graças às partículas esféricas, que não despolarizam a luz e as partículas não esféricas, que normalmente o fazem. Ele pode identificar a estrutura e estratificação de camadas locais de aerossol (MONTILLA-ROSERO et al., 2016) na faixa de altitude em que a imagem do laser está completamente dentro do campo de visão do telescópio (TOMASI et al., 2015).

O LIDAR também fornece a Razão LIDAR, razão entre os coeficientes de retroespalhamento e de extinção dos aerossóis. A obtenção desses parâmetros se dá em sinergia com as medições de um fotômetro solar com os valores de AOD dos aerossóis (LOPES, 2011), portanto, de acordo com Tomasi et al. (2015), esses instrumentos ópticos (LIDAR e fotômetros solares) medem as características do campo de luz atmosférico (interno, refletido ou transmitido).

3 REVISÃO DE LITERATURA

A revisão de literatura apresentará as principais pesquisas com o banco de dados da AERONET tanto a nível global como a nível nacional, assim como alguns trabalhos envolvendo sistemas LIDAR e os sensores MODIS e CALIOP.

3.1 Estudos com o banco de dados da AERONET

A AERONET foi se aperfeiçoando no processamento dos dados por meio de algoritmos de processamento que evoluíram da Versão 1 para a Versão 2 em julho de 2006 e, em 2016, eles passaram à Versão 3, melhorando o processamento em pequenas correções, restauração de AOD de alta seletividade aplicada a todos os níveis, exclusão de nuvem, dados elevados de massa de ar, dado automático de qualidade assegurada, dentre outras. Smirnov et al. (2000) desenvolveram um algoritmo que elimina eventuais resultados contaminados por nuvens (cloud-screened) (nível 1.5) e Holben et al. (2006) desenvolveram um algoritmo de recuperação da Versão 2, melhorando a avaliação interna dos modelos esféricos e esferoides, a caracterização do albedo superficial para diferentes tipos de superfícies e alterando as restrições para garantir a qualidade da inversão4, sendo estas restrições desenvolvidas de acordo com estudos de sensibilidade de Dubovik et al. (2000).

A partir dos anos 2000, a AERONET utilizou o algoritmo de inversão desenvolvido por Dubovik e King (2000) que melhorou as recuperações de aerossol, ajustando todo o campo medido de radiação, recuperando propriedades tais como a distribuição de tamanho, o índice de refração complexo, SSA e função de fase para partículas esféricas homogêneas dispersas, que ficou conhecido como Dubovik Versão 1 (logo depois denominada Versão 1). Em seguida, o algoritmo foi expandido por Dubovik et al. (2000, 2002a, 2006), se adaptando às radiações medidas nos quatro comprimentos de onda para um modelo de transferência radiativa com as propriedades do aerossol derivadas com um mínimo de suposições. Sinyuk et al. (2007) modificaram o algoritmo inverso padrão de Dubovik e King (2000) para recuperar a refletância de superfície, além dos parâmetros de aerossol, quando estão disponíveis medições de satélites co-incidentes, em outras palavras, eles fizeram recuperações simultâneas das propriedades de aerossóis de uma combinação entre dados da AERONET e de satélites.

Giles et al. (2019) explicaram a diferença entre a versão atual da AERONET, Versão 3, e a Versão 2 da seguinte forma: o algoritmo Versão 3 fornece controles de qualidade de

4 _{Termo utilizado pela AERONET para os algoritmos que recuperam as propriedades ópticas de}