UNIVERSIDADE DE CUIABÁ

DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS AMBIENTAIS

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CIÊNCIAS AMBIENTAIS

RELAÇÃO ENTRE A PROFUNDIDADE ÓTICA DOS

AEROSSÓIS E A RADIAÇÃO SOLAR INCIDENTE EM ÁREA

DO CERRADO MATO-GROSSENSE

ROSEMERY DUTRA

Orientadora: Profª. Drª. Franciele Bomfiglio Santanna

Cuiabá – MT

Junho de 2015

UNIVERSIDADE DE CUIABÁ

DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS AMBIENTAIS

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CIÊNCIAS AMBIENTAIS

RELAÇÃO ENTRE A PROFUNDIDADE ÓTICA DOS

AEROSSÓIS E A RADIAÇÃO SOLAR INCIDENTE EM ÁREA

DO CERRADO MATO-GROSSENSE

ROSEMERY DUTRA

Dissertação apresentada ao Programa de

Pós-Graduação em Ciências Ambientais da

Universidade de Cuiabá, como parte dos

requisitos para obtenção do Título de

Mestre em Ciências Ambientais.

Orientadora: Profª. Drª. Franciele Bomfiglio Santanna

Cuiabá - MT

Junho de 2015

FICHA CATALOGRÁFICA Dados Internacionais para Catalogação na Publicação (CIP) Bibliotecária: Elizabete Luciano/CRB1-2103

D975r Dutra, Rosemery Relação Entre a Profundidade Ótica dos Aerossóis e a Radiação

Solar Incidente em Área do Cerrado Mato-Grossense./Rosemery

Dutra. Cuiabá-MT, 2015. 49p. Inclui Lista de Figuras.

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Ciências Ambientais da Universidade de Cuiabá – UNIC, como parte dos requisitos para obtenção do título de Mestre em Ciências Ambientais.

Orientador: Profª Drª Franciele Bomfiglio Santana

1.Introdução. 2.Revisão Bibliográfica. 3.Materiais e Métodos. 4. Resultados e Discussões. 5.Considerações Finais. 6.Referências Bibliográficas.

CDU: 34:551

UNIVERSIDADE DE CUIABÁ

DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS AMBIENTAIS

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CIÊNCIAS AMBIENTAIS

FOLHA DE APROVAÇÃO

TíTULO: RELAÇÃO ENTRE A PROFUNDIDADE OTICA DOS

AEROSSÓIS E A RADIAÇÃO SOLAR INCIDENTE EM ÁREA DO

CERRADOMATO-GROSSENSE

AUTORA: ROSEMERY DUTRA

Dissertação defendida e aprovada em 22 de junho de 2015, pela comissão julgadora:

Pro....Dr", Franciele BomfiglioSantanna

/. Dr. Paulo Henrique Zanella de Arruda

“A natureza é o único livro que oferece um

conteúdo valioso em todas as suas folhas”

Johann Goethe

AGRADECIMENTOS

A minha orientadora, Franciele Bomfiglio Santanna.

Ao professor e coordenador Dr. Carlo Ralph de Musis, pela disposição, paciência e

orientação nos momentos de dúvidas.

A todos os professores do programa, pela amizade, pela dedicação e pela flexibilidade

nos momentos de angustias.

Ao Paulo Henrique Zanella de Arruda pela disposição em ajudar nas horas difíceis.

Ao Jonathan Willian Zangeski Novais por suas contribuições.

A Mariana Dutra Sulzbacher, minha filha, que participou comigo desses momentos.

Ao João Batista Sulzbacher, pela companhia e paciência com a nossa filha nos

momentos da minha ausência.

As minha amigas, professoras Rozana Castilho, Márcia Aparecida Nassardem de

Abreu e Renata Cabrera pelo incentivo e confiança.

Ao professor Celso Ricardo pela boa vontade, disposição e orientação.

A todos os meus familiares por acreditarem na minha capacidade.

A todos os mestrandos que juntos fortalecemos laços de amizade e partilha daquilo

que era objetivo de todos, “o conhecimento”.

Aos meus alunos por compartilharem comigo das minhas alegrias.

Ao Professor Paulo Artaxo, seus colaboradores e equipe da Física Atmosférica – USP.

À todas as pessoas que contribuíram direta e indiretamente com a produção deste

trabalho, MUITO OBRIGADA.

SUMÁRIO

LISTA DE FIGURAS ............................................................................................... VII

LISTA DE ABREVIATURAS ............................................................................... VIII

LISTA DE SÍMBOLOS .............................................................................................. X

RESUMO .................................................................................................................. XII

ABSTRACT ............................................................................................................ XIII

1. INTRODUÇÃO ....................................................................................................... 1

OBJETIVO GERAL .......................................................................................... 2

OBJETIVOS ESPECÍFICOS ................................................................................ 2

2. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA ................................................................................ 3

2.1 ATMOSFERA TERRESTRE ................................................................. 3

2.2 RADIAÇÃO SOLAR ............................................................................. 4

2.2.1 O ESPECTRO ELETROMAGNÉTICO .......................................................... 5

2.2.3 EFEITOS DA RADIAÇÃO NA ATMOSFERA ................................................ 8

2.3 BALANÇO DE RADIAÇÃO ............................................................... 10

2.3.1 BALANÇO DE ONDAS CURTAS (BOC) ................................................ 10

2.3.2 BALANÇO DE ONDAS LONGAS (BOL) .................................................. 11

2.3.3 PAR (PHOTOSYNTHETICALLY AVAILABLE RADIATION) – RADIAÇÃO

FOTOSSINTETICAMENTE ATIVA .............................................................................. 12

2.4 AEROSSOIS ATMOSFÉRICOS ......................................................... 13

2.4.1 EFEITOS DOS AEROSSÓIS NO CLIMA .................................................... 14

2.4.2 CLASSIFICAÇÃO, RESIDÊNCIA E REMOÇÃO DOS AEROSSÓIS DA

ATMOSFERA............................................................................................................. 15

2.4.3 AOD (AEROSSOL OPTICAL DEPTH) – PROFUNDIDADE ÓTICA DO

AEROSSOL ............................................................................................................ 16

2.5 A QUEIMA DE BIOMASSA ........................................................................ 18

2.6 O CERRADO MATO-GROSSENSE................................................... 20

3. MATERIAIS E MÉTODOS .................................................................................. 22

3.1 ÁREA DE ESTUDO ............................................................................. 22

3.2 INSTRUMENTOS E MEDIDAS ......................................................... 23

3.3 FOCOS DE QUEIMADAS .................................................................. 27

3.4 REGRESSÃO LINEAR ....................................................................... 27

4. RESULTADOS E DISCUSSÕES ......................................................................... 29

4.1 CARACTERÍSTICAS MICROMETEOROLÓGICAS DO PERÍODO DE ESTUDO .. 29

4.2 SÉRIES TEMPORAIS DA PROFUNDIDADE ÓPTICA DOS AEROSSÓIS E FOCOS DE

QUEIMADAS ............................................................................................................. 33

5. CONSIDERAÇÕES FINAIS ................................................................................. 39

6. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ................................................................... 40

vii

LISTA DE FIGURAS

FIGURA 1 – Esquema representativo da atenuação da radiação eletromagnética em

um meio homogêneo.

FIGURA 2 – Micrografia de uma partícula de aerossol atmosférico composta de Al,

Si e Ca.

FIGURA 3 – Média anual acumulada dos focos de queimadas em MT de 01/01/2001

a 16/09/2016.

FIGURA 4 – Localização da Fazenda Miranda em Cuiabá-MT.

FIGURA 5 – Torre Micrometeorológica Instalada na Fazenda Miranda.

FIGURA 6 – Radiômetro espectral instalado na Fazenda Miranda – Cuiabá-MT.

FIGURA 7 – Média quinzenal da intensidade de Rg e RNET para as estações seca e

chuvosa para os anos de 2010, 2011 e 2012.

FIGURA 8 – Média de quinze dias da Tar e UR para as estações seca e chuvosa para

os anos de 2010, 2011 e 2012.

FIGURA 9 – Média quinzenal da US e Ppt acumulada para as estações seca e chuvosa

para os anos de 2010, 2011 e 2012.

FIGURA 10 – Dia médio mensal da densidade do fluxo de radiação solar para os anos

de 2010, 2011 e 2012 para as estações seca e chuvosa.

FIGURA 11 – Média diária da AOD e quantidade total mensal dos focos de queimadas

para as estações seca e chuvosa para os anos 2010, 2011 e 2012.

FIGURA 12 – Regressão Linear entre a média diária da AOD e a Rg máxima diária

para os anos de 2010, 2011 e 2012.

FIGURA 13 – Regressão Linear entre a média diária da AOD e o somatório da

radiação fotossinteticamente ativa diária para os anos de 2010, 2011 e 2012.

FIGURA 14 – Histograma de distribuição de frequência e contagem cumulativa de

AOD na estação seca para os anos de 2010, 2011 e 2012.

viii

LISTA DE ABREVIATURAS

AERONET - Aerosol Robotic Network

AOD - Aerosol Optical Depth

Aw - Tropical semi-árido

BOC – Balanço de Ondas curtas

BOL – Balanço de Ondas longas

EMBRAPA – Empresa Brasileira de Pesquisa Agropecuária

IBGE – Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística

INMET- Instituto Nacional de Meteorologia

INPE – Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais

IV – Radiação infravermelha

Km – Quilômetro

Km² - Quilômetro quadrado

m – Metro

mm – Milímetro

MT – Mato Grosso

NASA - National Aeronautics and Space Administration

NCG - Núcleos de Condensação de Gelo

NCN - Núcleos de Condensação de Nuvens

nm – Nanômetro

PAR - Photosynthetically Available Radiation

PI - Partículado Inalável

PM10 - Partículas com diâmetro aerodinâmico menor que 10 µm

PM2,5 - Partículas com diâmetro aerodinâmico menor que 2,5 µm

Ppt – Precipitação pluviométrica

PTS - Partículas Totais em Suspensão

RC – Radiação difusa

Rd – Radiação direta

Rg – Radiação global

Rgi – Radiação global incidente

ix

RI0 - Radiação solar incidente

RNET - Radiação solar líquida

UR –Umidade Relativa do ar

UV – Radiação ultravioleta

m – Micrometro

x

LISTA DE SÍMBOLOS

Al – Alumínio

besp,λ – Coeficientes de espalhamento

bext,λ – Coeficientes de extinção

Bλ(T) – Radiância espectral emitida

c – Velocidade da luz no vácuo

Ca - Cálcio

CH4 – Metano

CO – Monóxido de carbono

CO2 – Dióxido de carbono

ds – Caminho

E – Emitância radiante total de um corpo negro

Ea - Emitida pela atmosfera

Es - Emitida pelo sol

G – Fluxo de calor no solo

h – Constante de Planck

H – Hidrogênio

H2O – Vapor de água

He - Hélio

I – Irradiância

IN – Irradiância na superfície normal

L – Radiância espectral

N2 – Nitrogênio

N2O – Oxido nitroso

O2 – Oxigênio

ºC – Graus Celsius

P(Função de Fase

r – Coeficiente de refletância

Si – Silício

T - Temperatura

xi

T(K) – Temperatura do corpo negro

Tar - Temperatura do ar

Tsolo - Temperatura do solo

Tsup- Temperatura da superfície

x – Parâmetro de tamanho

Z – Ângulo zenital

θ0 – Ângulo solar zenital

λmax – Onda de emissão máxima

τabsEspessura ótica de absorção de aerossóis

τespEspessura ótica de espalhamento de aerossóis

τEspessura ótica de extinção

ω0 – Albedo simples

– Coeficiente de Angstrom

Fração de retro espalhamento

absProfundidade ótica de absorção

espProfundidade ótica de espalhamento

Profundidade ótica de extinção

Energia de um fóton

Emissividade

– Comprimento de onda

Constante de Stefan - Boltzmann

Frequência de oscilação de onda

xii

RESUMO

DUTRA, R. Relação entre a profundidade ótica dos aerossóis e a radiação solar

incidente em área do Cerrado Mato-Grossense. 62 f. Dissertação (Mestrado).

Universidade de Cuiabá, Cuiabá, 2015.

O Cerrado tem passado por mudanças significativas na última década devido ao

intenso processo de desmatamento. Neste processo as queimadas são as principais

causas das alterações na composição química e física da atmosfera e também

responsáveis por grandes concentrações de gases e partículas em toda a região do

Cerrado em Mato Grosso, principalmente durante a estação seca. Além das fontes

antropogênicas, naturalmente o Cerrado também é uma importante fonte de aerossóis,

vapor d’água e gases traço para a atmosfera. Como a biosfera e a atmosfera estão

intrinsecamente relacionadas, as emissões de aerossóis e gases traços pela biosfera

regulam as características da atmosfera, que por sua vez influenciam diversos

processos biológicos responsáveis por estas emissões. Entender os processos naturais

que regulam a composição da atmosfera é fundamental para o desenvolvimento

sustentável da região. O objetivo deste estudo é compreender a relação entre a

profundidade ótica dos aerossóis e a radiação solar incidente em área de Cerrado em

MT. Para isto utilizamos dados de AOD coletados de jan/2010 a dez/2012, analisados

em função da sazonalidade local, obtidos através da rede AERONET (Aerosol Robotic

Network). Comparando a AOD e focos de queimadas, nas duas estações para todos os

anos, foi possível encontrar valores altos de AOD essencialmente nas estações secas,

chegando a uma média de 3,8 em 2010. Estes altos valores correspondem a uma

quantidade significativa de particulados na atmosfera, e estão relacionados com os

altos índices de queimadas no estado de MT que influencia na quantidade de radiação

que é recebida pela superfície terrestre e que consequentemente altera o balanço de

energia no local.

Palavras-Chaves: Aerossóis, Balanço de radiação, Queimadas.

xiii

ABSTRACT

DUTRA, R. Relationship between the optical depth of aerosols and solar radiation

in Mato Grosso’s Cerrado area. 49 f. Dissertação (Mestrado). Universidade de

Cuiabá, Cuiabá, 2015.

The Cerrado has undergone significant changes over the past decade due to the intense

process of deforestation. In this process the fires are the main causes of changes in

chemical and physical composition of the atmosphere and responsible for large

concentrations of gases and particles throughout the Cerrado region in Mato Grosso,

especially during the dry season. In addition to anthropogenic sources, naturally the

Cerrado is also an important source of aerosols, water vapor and trace gases to

atmosphere. As the biosphere and the atmosphere are intrinsically, related emissions

of trace gases and aerosols biosphere regulate the characteristics of the atmosphere,

which in turn influences diverse biological processes responsible for these emissions.

Understand the natural processes governing the composition of the atmosphere is

essential for sustainable development of the region. The objective of this study is to

understand the relationship between the optical depth of aerosols and solar radiation

in Cerrado area in MT. For this, we use AOD data collected from Jan/ 2010 to Dec /

2012, analyzed in terms of local seasonality, and obtained through the network

AERONET (Aerosol Robotic Network). Comparing AOD and fire outbreaks in the

two seasons for all years, it was possible to find high levels of AOD mainly in the dry

season, reaching an average of 3.8 in 2010. These high figures are a significant amount

of particulates in atmosphere, and are related to the high rates of fires in Mato Grosso

state that influences the amount of radiation that is received by the Earth's surface and

consequently alters the energy balance in place.

Keywords: Aerossols, Energy balance, Burned.

1

1. INTRODUÇÃO

Todos os dias são lançados na atmosfera gases poluentes por fontes naturais ou

antropogênicas que vêm modificando extensivamente o funcionamento de vários

ecossistemas pelo mundo. Essas modificações são causadas na maioria das vezes pela

exploração dos recursos naturais, transformações agrícolas e desenvolvimento urbano

e industrial.

O cerrado é um dos biomas mais afetado pelas atividades antropogênicas a

partir da queima de biomassa e dos processos de ocupação da terra, grandes áreas do

Cerrado são desmatadas para dar lugar principalmente a agropecuária, causando

alterações no equilíbrio ambiental. Essas alterações ambientais provocadas pela

concentração de gases e partículas alteram a composição do ar atmosférico causando

efeitos negativos a saúde das pessoas.

As queimadas liberam para o ar partículas de aerossóis e essas partículas

interagem com a radiação solar afetando o balanço de energia bem como alterando o

ciclo hidrológico local. Essa alteração no ciclo hidrológico acontece pelo fato das

partículas de aerossóis se tornarem núcleo de condensação de nuvens (NCN) ou de

gelo (NCG). Uma vez lançadas na atmosfera, as partículas de aerossóis podem ser

transportadas para a alta troposfera por meio de movimentos convectivos, podendo

alcançar outras regiões, afetando ecossistemas e o clima a uma escala regional e global.

A alta concentração de poluentes na atmosfera tem sido preocupação para os

pesquisadores porque as partículas em suspensão no ar, além de afetar a dinâmica dos

ecossistemas, ao serem inaladas, tem a capacidade de atravessar as vias aéreas

superiores e chegam até os alvéolos no pulmão podendo provocar inúmeras doenças

do trato respiratório. As doenças do trato respiratório ocasionadas por particulados

podem ser leve, moderada ou grave, dependendo da composição química presente na

partícula e também do tempo de exposição da pessoa a esse material.

2

As partículas de aerossóis de queimadas são bastante complexas em sua

composiçõe química, porque a formação delas depende da temperatura do fogo, das

condições micrometeorológicas e também do tipo de material que está sendo

queimado, uma vez lançadas na atmosfera em meio a um fluido gasoso, essas

partículas podem se unir a outros componentes químicos presentes na atmosfera

liberados por outras fontes e formar uma nova partícula, as partículas secundárias,

ambas podem influenciam direta ou indiretamente no clima, uma vez que a energia

solar pode ser espalhada ou absorvida por elas. Tendo em vista que o cerrado é um dos

Biomas mais afetado pelas queimadas, e a dinâmica do ecossistema pode ser modificada

durante esse processo, um estudo da profundidade óptica dos aerossóis e

micrometeorologia em séries temporais no cerrado do município de Santo Antônio do

Leverger, possibilita o entendimento da interação das partículas com a atmosfera e seus

efeitos no balanço de radiação.

Objetivo Geral

Relacionar a influência dos aerossóis com a radiação global máxima e a

radiação fotossinteticamente ativa sobre a área de Cerrado para os anos de

2010, 2011 e 2012.

Objetivos Específicos

Analisar as componentes climáticas, precipitação acumulada, umidade do solo,

temperatura do ar e umidade relativa do ar;

Comparar a densidade de fluxos de radiação incidente, radiação global e

radiação líquida;

Inferir os valores das profundidades ópticas dos aerossóis nas estações seca e

chuvosa;

Demonstrar a influência das queimadas nos valores das profundidades ópticas

dos aerossóis;

Relacionar por meio de regressão linear os valores de profundidades ópticas

dos aerossóis e os valores de radiação global e PAR.

3

2. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA

Neste tópico são apresentados os principais conceitos necessários para o estudo

da radiação solar e sua interação com a atmosfera terrestre e seus componentes;

2.1 ATMOSFERA TERRESTRE

A atmosfera pode ser descrita como uma fina camada de gases que envolvem

a Terra. Ela compreende uma mistura de gases (sendo composta principalmente por

oxigênio e nitrogênio) exibindo as características principais de todos eles, o que

explica alguns dos aspectos fundamentais da estrutura atmosférica bem como muitos

aspectos do tempo e do clima (RAVEN et al., 1995).

Na atual composição da atmosfera, estão presentes gases como o nitrogênio

(78,10%) o oxigênio (21,94%), o argônio (0,93%) e o dióxido de carbono (0,03%).

Outros gases ocorrem em proporções muito pequenas e incluem o neônio, hélio,

metano, hidrogênio, xenônio e o ozônio entre outros que somados, representam menos

de 0,03% (30 ppm) da composição total da atmosfera e o vapor d`água que varia desde

0,02% (volume) nas regiões áridas até 4% (volume) nas regiões equatoriais úmidas. O

vapor d`água é o gás mais importante na atmosfera do ponto de vista de sua interação

com a radiação solar e terrestre (STEPHENS, 1994).

O vapor d’água, o ozônio, o dióxido de carbono e os aerossóis desempenham

papéis importantes na distribuição e nas trocas de energia dentro da atmosfera e entre

a superfície da Terra e da atmosfera. Contrariamente ao que se poderia esperar não há

separação dos gases leves e daqueles mais pesados da atmosfera por causa da constante

mistura turbulenta em grande escala da atmosfera. Os aerossóis e gases absorvem,

4

refletem e difundem tanto a radiação solar como a terrestre, o balanço de energia do

sistema terra – atmosfera e a estrutura da temperatura da atmosfera são grandemente

afetadas por suas quantidades e distribuições dentro da atmosfera (AYOADE, 2007).

A atmosfera é composta por cinco camadas, a partir da superfície da Terra,

sendo estruturada em três camadas relativamente quentes, separadas por duas camadas

relativamente frias.

A tropososfera é a camada mais próxima da superfície terrestre, situada até

mais ou menos 12 km de altitude. Ela contém aproximadamente 75% da massa gasosa

total da atmosfera e virtualmente a totalidade do vapor d’água e aerossóis.

A estratosfera é a segunda camada principal da atmosfera, estendendo-se desde

a troposfera até aproximadamente 50 km acima do solo. A estratosfera contém grande

parte do ozônio total atmosférico, sendo que a máxima concentração ocorre em torno

de 22 km de altitude.

A mesosfera é a camada imediatamente acima da estratosfera, e estende-se de

uma altitude de aproximadamente 50 até 80 km da superfície da Terra. Na mesosfera

a temperatura diminui com a altura até alcançar um mínimo de cerca de -90 ºC aos 80

km, situando-se na parte superior da estratosfera.

A quarta camada é a termosfera que se estende desde 80 km até uma faixa de

500 a 1000 km (o limite superior não é bem definido). Nesta camada a temperatura

aumenta com a altitude devido à absorção da radiação ultravioleta pelo oxigênio

atômico.

A exosfera é a quinta camada, a mais externa da atmosfera. Seus limites estão

situados desde o final da termosfera até o espaço sideral. Os átomos de oxigênio,

hidrogênio e hélio formam uma atmosfera muito tênue e as leis dos gases deixam de

ser válidas (AYOADE, 2007).

2.2 RADIAÇÃO SOLAR

A radiação solar é a fonte de energia para todos os processos físico-químicos e

biológicos que ocorrem na superfície terrestre (LIOU, 2002; CARRILHO, 2011).

5

O Sol é uma estrela de quinta grandeza, constituída por plasma, contendo cerca

de 71% de H e 26% de He. Sua superfície aparente é denominada fotosfera, cujo

diâmetro é aproximadamente de 1,3914 x 106 km, possui massa em torno de 1,99 x

1035 kg, da qual cerca de 90% se concentra na metade interna do seu raio. A

temperatura superficial média do Sol é de 5.770 K, entretanto, devido à pressão

exercida por sua massa colossal, a temperatura no seu núcleo é de 14.000.000 K. Essa

alta temperatura provoca o desencadeamento de reações nucleares, transformando o H

em He, por meio da fusão de núcleos de H em núcleos de He com perda de massa, que

é compensada por emissão de energia. Por ser reação que ocorre no núcleo do átomo

de H, ela é denominada radiação (LIOU, 2002; CARRILHO, 2011; PALÁCIOS, 2014)

A quantidade de radiação liberada no processo de fusão nuclear, que ocorre na

zona radioativa do Sol, a cada segundo 657 milhões de toneladas de hidrogênio são

transformadas em 653 milhões de toneladas de He, havendo uma diferença de 4

milhões de toneladas de massa de H que, nesta fusão, é convertida em radiação. A

denominação da radiação varia de acordo com a frequência e o comprimento de onda

(Raios Gama, Raios X, Radiação Ultravioleta (UV), Radiação visível (luz), Radiação

infravermelha (IV), micro-ondas, ondas de TV, ondas de rádio e frequências

extremamente baixas (THOMAS & STAMNES, 1999; PRÓCÓPIO, 2003;

PALÁCIOS 2014).

2.2.1 O ESPECTRO ELETROMAGNÉTICO

A radiação eletromagnética é a oscilação conjunta do campo elétrico e do

campo magnético, ortogonais entre si e transversais à propagação da luz. Uma

consideração simplificada é, em um espaço cartesiano, assumir que a onda

eletromagnética propaga-se no eixo x devido à oscilação em y do campo elétrico e em

z do campo magnético. (LIOU, 2002; PROCÓPIO, 2003; CARRILHO,2011)

Em que o comprimento de onda (λ) e a frequência (υ) da onda eletromagnética

formam uma constante ao serem multiplicadas, esta constante é a velocidade da luz no

vácuo (c = 3x108 m.s-1). Então, com o aumento da frequência diminui o comprimento

de onda, como na Equação 1, e deste modo é possível avaliar a radiação

6

eletromagnética por estas duas grandezas (LIOU, 2002; PROCÓPIO, 2003;

CARRILHO, 2011; PALÁCIOS, 2014; RODRIGUES, 2011)

𝝀. 𝒗 = 𝒄 (Equação 1)

Em que o comprimento de onda (λ) é dado em metros (m), a frequência da onda

é dada Hertz (s-1) e a velocidade da onda eletromagnética (c) em m.s-1.

A radiação eletromagnética apresenta dualidade onda-partícula, propagando-se

como onda e trocando energia na forma de fótons. A energia dos fótons (ε) (Equação

2) está relacionada ao comprimento de onda (λ) da radiação através da equação de

Einstein:

𝜺 =𝒉𝒄

𝝀= 𝒉𝒗 (Equação 2)

Onde h = 6,626 x 10-34 J.s é a constante de Planck.

A radiação emitida pelo Sol se assemelha a de um corpo negro com temperatura

aproximada de 5900 K, suas emissões das faixas do ultravioleta, do visível, e do

infravermelho próximo, possuem um pico máximo de energia que ocorre no espectro

visível próximo a 0,5 μm. A Terra também emite radiação como um corpo negro,

porém com temperatura bem menor, por volta de 300 K, emitindo em comprimento de

ondas maiores, a partir de 4 μm, sendo que o seu pico de energia é próximo a 10 μm,

na região do infravermelho térmico. Quando o espectro solar no topo da atmosfera é

comparado com o espectro solar na superfície terrestre nota-se uma diminuição da

energia incidente na superfície em alguns comprimentos de onda.

2.2.2 AS LEIS DA RADIAÇÃO

As Leis da radiação são fundamentais para a compreensão dos processos de

emissão e absorção de energia. A quantidade de energia espectral emitida por um corpo

depende muito de sua temperatura. Existe um máximo de radiação emitida por um

corpo a certa temperatura, a esta radiação máxima denominou-se radiação de corpo

7

negro (YAMASOE, 2002). Um corpo negro perfeito é definido como um objeto que

absorve toda radiação incidente sobre ele e emite a maior intensidade possível de

radiação em todos os comprimentos de onda, a certa temperatura.

Na natureza não existem corpos negros perfeitos, mas vários objetos

apresentam comportamentos muito próximos aos deles. A radiância (energia por

unidade de tempo, por unidade de área, por unidade de ângulo sólido) emitida por um

corpo negro depende unicamente da temperatura deste corpo, numa relação descrita

pela Lei de Planck:

𝑩𝝀 = (𝑻) = 𝟐𝒉𝒄𝟐

𝝀𝟓(𝒆𝒉𝒄

𝑲𝝀𝑻−𝟏)

Equação (3)

Onde Bλ(T) é a radiância espectral emitida (W.m-2.μm-1), T é a temperatura do corpo

negro T(K) = 1,381x10-23 J .K-1 é a constante de Boltzmann. Através desta equação

verifica-se que quaisquer corpos negros a uma mesma temperatura emitem exatamente

a mesma radiação e apresentam a mesma curva espectral.

Derivando-se a Equação 3 e igualando-se o resultado a zero, determina-se

comprimento de onda de emissão máxima (λmax):

𝝀𝒎á𝒙 =𝒌

𝑻 (Equação 4)

Onde k = 2,897.10-3 mK. Nessa equação conhecida como Lei de Wien, os

comprimentos de onda da radiação de corpo negro tem seu estado de máxima

intensidade quando sua temperatura é mínima, ou seja, é inversamente proporcional à

sua temperatura. Considerando a Lei de Planck e o fato de que o Sol e a Terra podem

ser considerados corpos negros (a temperaturas de aproximadamente 5770K e 300K,

respectivamente), pode-se dizer que a maior parte da radiação emitida pelo Sol

encontra-se na faixa espectral de (0,2 e 3,0 µm) e segundo a Lei de Wien, com pico

em torno de 0,5 µm. Por este fato, a radiação solar é denominada radiação de ondas

curtas. Já a radiação terrestre, por encontrar-se na faixa de 3,0 a 200 µm, e com pico

em torno de 10 µm, é denominada radiação de ondas longas.

8

A Lei de Stefan-Boltzmann diz que a emitância radiante total de um corpo

negro é diretamente proporcional à quarta potência de sua temperatura absoluta:

𝐸 = 𝜎. 𝑇4 (Equação 5)

Onde E representa à emitância radiante total de um corpo negro, T é a sua temperatura

absoluta (Kelvin) e σ = 5,6697.10-8W.m-2.K-4 é a constante de Stefan-Boltzmann.

Para um dado comprimento de onda e uma dada temperatura, a absorvidade de

um corpo negro é igual à sua emissividade, ou seja, a1 = ελ. No entanto, para corpos

não negros, a emissividade é menor que um (1), e assim, a emitância monocromática

pode ser obtida por:

𝑬𝝀 = 𝜺𝝀. 𝝈. 𝑻𝟒 (Equação 6)

Com relação à Lei de Lambert quando um fluxo radiante incide sobre uma

superfície de área (A) formando o ângulo (Z) com a normal a esta superfície, a

irradiância (I) sobre a superfície considerada será o produto da irradiância na superfície

normal aos raios (IN) pelo cosseno do ângulo de irradiância:

𝑰 = 𝑰𝑵. 𝐜𝐨𝐬(𝒁) (Equação 7)

2.2.3 EFEITOS DA RADIAÇÃO NA ATMOSFERA

Ao passar pela atmosfera a radiação solar sofre processos de espalhamento,

reflexão e absorção. O espalhamento é um fenômeno no qual não ocorre perda de

energia da radiação, a energia incidente é absorvida por qualquer partícula que estiver

em suspensão na região e será irradiada novamente em todas as direções. A reflexão

faz com que a energia solar volte para o espaço. Já o processo de absorção ocorre

quando a energia incidente é maior que o produto da energia espalhada com a

transmitida.

9

O processo de absorção irá depender do agente absorvedor, onde o vapor

d'água, o ozônio, o oxigênio e o gás carbônico são os principais. Eles representam a

maior parte de absorção da radiação solar pela atmosfera, sendo de aproximadamente

19%, desempenhando um papel fundamental no aquecimento da atmosfera. A radiação

solar ao atravessar a atmosfera sofre uma série de perturbações causadas por partículas

de aerossóis e gases ao longo de seu caminho óptico, definindo seu espectro e sua

intensidade ao nível do solo (HORVATH, 1992).

A atenuação da radiação eletromagnética em um meio homogêneo é descrita

pela lei de Beer-Lambert-Bouguer. A Figura 1 representa o esquema de atenuação da

radiação, ds representa a espessura de ar pelo qual a radiação ira ser atenuada, dA a

área de sessão transversal pelo qual será considerado a passagem da radiação.

Figura 1 - Esquema representativo da atenuação da radiação eletromagnética em um meio homogêneo

(Fonte: PROCÓPIO, 2005).

Admitindo-se, na Figura 1, que não há a emissão de radiação difusa produzida

pelos múltiplos espalhamentos, a intensidade da radiância espectral, L (W.m-2.sr-1.μm-

1) que emergirá na superfície s2 sofrerá uma redução de dL em relação ao que entra

em s1, devido justamente as interações dessa radiação com a massa de ar contida nesse

volume. Assim:

𝒅𝑳𝝀 = −𝒃𝒆𝒙𝒕,𝝀𝑳𝝀𝒅𝒔 (Equação 8)

10

Onde 𝑏𝑒𝑥𝑡,𝜆 representa o coeficiente de extinção para o devido comprimento de onda.

Integrando a Equação 8 de s1 a s2, obtém-se:

𝑳𝝀(𝒔𝟐) = 𝑳𝝀(𝒔𝟏)𝒆𝒙𝒑 (− ∫ 𝒃𝒆𝒙𝒑,𝝀𝒅𝒔𝒔𝟐

𝒔𝟏) (Equação 9)

A Equação 9 é conhecida como a Lei de extinção de Beer-Lambert-Bouguer, que

mostra como a intensidade da radiação decai exponencialmente ao longo do caminho

ótico percorrido. Essa lei é utilizada na obtenção da espessura ótica de aerossóis pela

rede de radiômetros da AERONET.

2.3 BALANÇO DE RADIAÇÃO

O saldo de radiação em um ambiente constitui-se em uma variável fundamental

na modelagem de diversos processos naturais, como na estimativa do balanço de

energia e evapotranspiração (CUNHA et al., 1993). Pode ser medido diretamente por

meio de equipamentos como o saldo radiômetro, que funciona fazendo o balanço de

radiação (Rn), que matematicamente é a diferença entre o balanço de ondas curtas

(BOC) e o balanço de ondas longas (BOL) (Equação 10).

𝑹𝒏 = 𝑩𝑶𝑪 − 𝑩𝑶𝑳 (Equação 10)

Ou seja, o saldo de radiação é a diferença entre a radiação que entrou no sistema e a

radiação que saiu do sistema, contabilizado após todas as trocas radiantes; ou seja, é a

energia que ficou disponível ao sistema para a realização de todos os processos

ecofisiológicos desta comunidade vegetal.

2.3.1 BALANÇO DE ONDAS CURTAS (BOC)

11

A radiação de ondas curtas é aquela proveniente do Sol que atravessa a

atmosfera terrestre, tendo seu espectro entre 0,22 µm a 4 µm. A essa radiação é dado

o nome de radiação global (Rg), tendo parte do seu fluxo difundido pela atmosfera,

radiação difusa ou do céu (Rc), e a outra parte do seu fluxo chegando diretamente a

superfície, radiação direta (Rd) e pode ser mediada diretamente por meio de um

piranômetro (Equação 11) (RODRIGUES, 2011).

𝑹𝒈 = 𝑹𝒄 + 𝑹𝒅 (Equação 11)

O balanço de ondas curtas pode ser medido diretamente colocando um

Pirânometro apontado para o céu para captar Rg e outro apontado para a superfície

para medir a radiação de onda curta que está sendo refletida por esta.

Considerando-se a inexistência de observações de radiação solar em muitos

pontos da superfície da Terra e as dificuldades inerentes a sua obtenção, muitos

modelos têm sido desenvolvidos visando a estimar a radiação solar global, difusa e

direta. Entre eles, citam-se os de Beyer et al. (1991) e Moriarty (1991). Esses modelos

consideram como base de cômputo de Rg e outras variáveis rotineiramente medidas

em estações meteorológicas.

2.3.2 BALANÇO DE ONDAS LONGAS (BOL)

A radiação de onda longa proveniente da atmosfera é a componente do balanço

de radiação mais difícil de ser medida. Embora haja instrumentos para sua medida,

esses emitem radiação em comprimentos de onda e intensidade comparáveis àquelas

da suposta medida, o que interfere no resultado. Não obstante, em muitas situações

práticas em Meteorologia, pode-se estimar a radiação de onda longa através de

variáveis mais facilmente medidas (BRUTSAERT, 1982), ou mesmo por diferença,

através da equação do balanço de radiação (MANZI et al.,1986; ANDRÉ et al., 1988;

VISWANADHAM et al., 1990; BASTABLE et al., 1993; FEITOSA, 1996).

O balanço de ondas longas (BOL) é a contabilidade entre a radiação de onda

longa emitida pela atmosfera (Ea), e a energia emitida pelo solo (Es) (Equação 12).

12

𝑩𝒐𝒍 = 𝑬𝒂 − 𝑬𝒔 (Equação 12)

As duas parcelas do BOL dependem do aquecimento da superfície, então de

acordo com a Lei de Stephan Boltzmann (Equação 5), tem-se que a energia emitida

pelo solo e pela atmosfera depende de suas respectivas temperaturas (Equação 13),

(Equação 14) e (Equação 15).

𝑬𝒂 = 𝜺𝝈𝑻𝒂𝟒 (Equação 13)

𝑬𝒔 = 𝝈𝑻𝑺𝟒 (Equação 14)

𝑩𝒐𝒍 = 𝜺𝝉𝑻𝒂𝟒 − 𝝈𝑻𝑺

𝟒 (Equação 15)

Ta e Ts são respectivamente as temperaturas do ar e da superfície.

Com a descrição algébrica do balanço de ondas curtas e longas, a energia

disponível ao sistema (Rn) pode ser escrita conforme a Equação 16.

𝑹𝒏 = 𝑹𝒈 − (𝒓. 𝑹𝒈) + 𝜺𝝈𝑻𝒂𝟒 − 𝝈𝑻𝑺

𝟒 (Equação 16)

2.3.3 PAR (PHOTOSYNTHETICALLY AVAILABLE RADIATION) –

RADIAÇÃO FOTOSSINTETICAMENTE ATIVA

A radiação fotossinteticamente ativa (PAR), determina a quantidade de energia

disponível para a fotossíntese. Desta forma quanto mais intensidade luminosa em todo

seu espectro luminoso, maior será o PAR, que é melhor para a fotossíntese, melhor

para o crescimento e desenvolvimento das plantas ou seja, a realização da fotossíntese

e a taxa de crescimento das plantas são proporcionais à quantidade de radiação solar

incidente, sobretudo em dosséis cuja estrutura beneficia a passagem de luz solar, desde

13

que outros parâmetros ambientais não atuem como limitadores (ODUM, 1988;

KANIA et al.; 2001).

Odum (1988) explica que o pigmento de cor verde das plantas, absorve luz de

comprimento de onda entre 0,43 – 0,66 µm e essa faixa espectral é a faixa de luz

necessária à fotossíntese. A luz do sol tem um PAR ao redor de 1200 µmol no inverno

e 2000 µmol no verão.

2.4 AEROSSOIS ATMOSFÉRICOS

Os aerossóis são partículas sólidas ou líquidas, com exceção da água pura, em

suspensão na atmosfera (SEINFELD & PANDIS, 1998; HINDS, 1982). Essas

partículas são introduzidas na atmosfera através de processos naturais ou atividades

antropogênicas, podendo ser resultantes da emissão de partículas diretamente de sua

fonte para a atmosfera (emissão primária) ou mesmo pelo produto da conversão de

gases em partículas durante a junção de duas ou mais partículas primárias existentes

na atmosfera (produção secundária). A Figura 2 ilustra uma partícula de aerossol

atmosférico composta de Al, Si e Ca.

Figura 2 – Micrografia de uma partícula de aerossol atmosférico composta de Al, Si e Ca. (Fonte:

USP)

14

2.4.1 EFEITOS DOS AEROSSÓIS NO CLIMA

Os aerossóis são componentes fundamentais no balanço de energia terrestre,

responsáveis por mecanismos que afetam o balanço de radiação solar e terrestre,

podendo levar tanto ao aquecimento como ao resfriamento da superfície, dependendo

de suas características intrínsecas e da refletividade do solo (MARTINS, 1999;

KAUFMAN et al., 1998).

O que ocorre é uma alteração no fluxo de energia resultante, afetando o

aquecimento adiabático da atmosfera, (BLANCHET, 1995). Esses complexos

mecanismos de formação, envelhecimento e interação com a radiação solar e vapor de

água na atmosfera introduzem incertezas significativas na quantificação da

contribuição das partículas de aerossol sobre o clima.

O conjunto básico de parâmetros das partículas necessário para descrever a

interação direta das partículas de aerossóis com a radiação solar pode ser expresso pela

espessura óptica de aerossóis (τ), pelo albedo simples (ω0), e pela função de fase

(P(θ)), uma vez que a fração de retro espalhamento (β) é simplesmente a integral de

P(θ) no hemisfério superior.

Os parâmetros ópticos das partículas de aerossol variam em função do

comprimento de onda da radiação incidente e de forma geral são funções da umidade

relativa do ar (UR), uma vez que o próprio índice de refração e outras propriedades

físicas das partículas variam com UR. Desta maneira, para uma determinação dos

efeitos radiativos de aerossóis é essencial a determinação das eficiências de

espalhamento para algumas espécies químicas chave, como sulfatos (BINGEMER et

al., 1992) e carbono orgânico (CACHIER et al., 1991), em função de suas interações

com vapor d’água.

Um dos pontos mais fracos dos modelos de aerossóis é a determinação da

variabilidade de suas propriedades. Para descrever a Forçante Radiativa Direta é

necessário um maior conhecimento das distribuições tridimensionais da concentração

de massa, da composição química e do tamanho, o grau de mistura das várias espécies

químicas e o índice de refração complexo (SCHWARTZ et al., 1995).

Em regiões onde ocorrem queimas de biomassa, as partículas de aerossóis

encontradas na fumaça são fortes absorvedores de radiação na faixa de onda curta do

15

espectro eletromagnético, onde (τ) e (ω0) são os dois parâmetros mais importantes nas

alterações do balanço radiativo (CHRISTOPHER et al., 1999).

Os efeitos indiretos dos aerossóis estão relacionados à capacidade das

partículas atuarem como núcleos de condensação de nuvens (NCN) e de gelo (NCG)

(COSTA et al., 2012). Os núcleos de condensação de nuvens (NCN) são partículas

higroscópicas. No Brasil sobre a região Amazônica, sabemos recentemente que as

partículas consideradas finas (mesma faixa em que predominam os núcleos de

condensação de nuvens (NCN) são compostas de material orgânico secundário

formado pela oxidação de precursores biogênicos, enquanto que as partículas

consideradas grossas são nucleadores de gelo constituídas de material biológico

emitindo diretamente pela floresta (POSCHL et al., 2010).

2.4.2 CLASSIFICAÇÃO, RESIDÊNCIA E REMOÇÃO DOS AEROSSÓIS DA

ATMOSFERA

Os aerossóis podem ser classificados de acordo com suas dimensões e tempo

de residência na atmosfera. Partículas entre 0,05 μm e 1 μm, pertencem à denominada

moda de acumulação, sendo que essa têm um tempo de permanência maior na

atmosfera, sendo de aproximadamente de uma semana. Durante a permanência dessas

partículas na atmosfera elas podem sofrer transformações por incorporação nas

nuvens, condensação de vapores ou coagulação com partículas menores. As partículas

totais em suspensão (PTS) são as partículas que apresentam diâmetro menor que 50

μm. Partículas Inaláveis (PI ou PM10) são partículas que apresentam diâmetro

aerodinâmico menor que 10 μm. Já as Partículas Respiráveis (PM2,5) são as partículas

que apresentam diâmetro aerodinâmico menor do que 2,5 μm. (XIAO, 2011).

O tempo de permanência dessas partículas na atmosfera, será controlado

basicamente pelo tamanho dessas partículas. Assim como as partículas grossas,

partículas menores do que 50 nm também apresentam um pequeno tempo de residência

na atmosfera. As partículas menores são removidas por difusão, e as maiores por

sedimentação e impactação (SANTOS, 2014). As partículas da moda de acumulação,

16

com tamanho intermediário, são as que possuem o maior tempo de residência, pois os

processos de remoção citados acima são ineficientes nessa faixa de tamanho.

As partículas totais em suspensão (PTS), as inaláveis e as respiráveis, possuem

um tempo de permanência de dias a semanas na atmosfera e podem ser transportadas

a longas distâncias por correntes de ar favoráveis, interferindo na química e na física

da atmosfera, não somente em escala local, mas também em escalas regional e global.

Em um intervalo de tempo de 10 dias e velocidade média de 3 ms-1 partículas com

diâmetro entre 0,05 e 2 μm podem ser transportadas a 2500 km de distância

(HORVATH, 2000).

Com relação aos processos de remoção de aerossóis da atmosfera, destacam-se

os processos físicos de deposição seca e úmida. A deposição seca ocorre devido à ação

da gravidade, onde as partículas se depositam sobre uma superfície. Pode ocorrer tanto

com partículas consideradas grandes quanto com partículas consideradas pequenas

menores que se aglutinam aumentando sua massa. Já a deposição úmida ocorre pela

incorporação de aerossóis por gotículas de nuvens e pela remoção de partículas através

da precipitação (SEINFIELD E PANDIS, 2006).

2.4.3 AOD (AEROSSOL OPTICAL DEPTH) – PROFUNDIDADE ÓTICA DO

AEROSSOL

A profundidade de ótica do aerossol (AOD) é um indicador da quantidade de

aerossóis na coluna vertical da atmosfera, sendo assim, um parâmetro fundamental na

avaliação do forçamento radiativo e seu impacto sobre o clima (BALAKRISHNAIAH

et al., 2011; ZHANG et al., 2013).

Para caracterizar a dependência espectral das partículas de aerossóis o

coeficiente de Angstrom é o parâmetro que melhor explica a relação entre o tamanho

das partículas e o comprimento de onda da radiação incidente, desta forma, a partir de

valores de espessura ótica em diferentes faixas do espectro pode-se inferir o tamanho

médio predominante das partículas. Quanto maior o valor encontrado para o

17

coeficiente de Angstrom, maior a dependência espectral, assim, menor a partícula

(CACHORRO et al.,1989; REID et al., 1999).

A profundidade ótica de extinção (δλ) para um determinado comprimento de

onda, ou simplesmente profundidade ótica é definida como a integração do coeficiente

linear de extinção, bext,λ, ao longo de um caminho, ds, e é um indicativo da quantidade

e da eficácia da matéria oticamente ativa no comprimento de onda λ, no caminho ds

(SEINFELD e PANDIS, 1998):

𝜹𝝀 = ∫ 𝒃𝒆𝒙𝒕,𝝀𝒅𝒔𝒔𝟐

𝒔𝟏 (Equação 17)

Entretanto devido aos efeitos de espalhamento e absorção, a profundidade ótica será

descrita em função de ambos os efeitos:

𝜹𝝀 = 𝜹𝒆𝒔𝒑,𝝀 + 𝜹𝒂𝒃𝒔,𝝀 (Equação 18)

Já a espessura ótica de extinção (𝜏𝜆), ou simplesmente espessura ótica para um

determinado comprimento de onda é na verdade a medida da profundidade ótica na

vertical:

𝝉𝝀 = 𝐜𝐨𝐬(𝜽𝟎) 𝜹𝝀 = 𝝁𝟎𝜹𝝀 ((Equação 19)

Onde 𝜃0 representa o ângulo solar zenital. De forma análoga a equação (16), a

espessura ótica total será dada por:

𝝉𝝀 = 𝝉𝒆𝒔𝒑,𝝀 + 𝝉𝒂𝒃𝒔,𝝀 (Equação 20)

A dependência espectral da espessura ótica é descrita pelo coeficiente de Angstrom,

tal relação entre 𝜏𝜆 e o comprimento da onda incidente é dada por:

𝝉~𝝀−𝜶 (Equação 21)

18

Considerando a equação (19), para partículas consideradas muito pequenas em

relação ao comprimento de onda da luz incidente, α pode variar entre 1 e 3; para

partículas consideradas muito grandes, α pode variar entre 0 e 1 (α = 0) indica extinção

espectralmente neutra); e no regime Rayleigh, α varia entre 3 e 4 (SEINFELD e

PANDIS, 1998). Deste modo, é possível a utilização do coeficiente de Angstrom para

analisar o tamanho das partículas em suspensão na atmosfera. A forma de se calcular

α entre dois comprimentos de onda distintos quaisquer através da equação:

𝜶(𝝀𝟏, 𝝀𝟐) = −𝒅𝒍𝒏𝒃𝒆𝒙𝒕

𝒍𝒏𝝀=̃−

𝒍𝒏 (𝒃𝒆𝒙𝒕,𝟏/𝒃𝒆𝒙𝒕,𝟐)

𝒍𝒏 (𝝀𝟏/𝝀𝟐)= −

𝒍𝒏 (𝝉𝟏/𝝉𝟐)

𝒍𝒏 (𝝀𝟏/𝝀𝟐) (Equação 22)

Onde 𝜏1 e 𝜏2 representam as espessuras óticas dos comprimentos de onda 𝜆1 e 𝜆2.

2.5 A QUEIMA DE BIOMASSA

A queimada de biomassa pode ocorrer através de processos naturais ou por

ação antrópica. As queimadas provocam a poluição do ar, degradam o solo e ainda

ameaçam várias espécies da sua fauna e flora de extinção (ECHALAR et al., 1998).

As partículas de aerossol lançadas na atmosfera durante as queimadas

consistem basicamente de materiais orgânicos parcialmente oxidados e de black

carbono, produto da combustão incompleta de combustíveis fósseis e biomassa

(ANDREAE, 1991). Black carbon ou em português “carbono negro”, inclui as

diversas espécies de carbonos particulados, que possui a eficiência de absorver

radiação solar causando um aquecimento na atmosfera e, portanto diminuindo a

quantidade de energia solar que chega à superfície terrestre. Os materiais orgânicos e

carbono grafítico correspondem entre 70 e 95% da massa do material particulado fino

(FEREK et al., 1998; YAMASOE, 1999; WYREPKOWSKI, 2007; BARBOSA, 2007;

CASTANHO, 1999).

Além da liberação do gás carbônico (CO2), a queima de biomassa também

libera gases-traço como metano (CH4), monóxido de carbono (CO) e óxido nitroso

(N2O). Dessa forma as partículas provenientes de queimadas são bastante complexas,

19

pois sua composição química depende de vários fatores entre eles o tipo de produto

queimado, a temperatura do fogo e as condições meteorológicas locais.

No Brasil a composição química da atmosfera da bacia Amazônica sofre

grandes mudanças na época da seca, devido às emissões de gases traço e partículas de

aerossóis provenientes de queimadas de pastagens e floresta, gerando importantes

implicações em nível local, regional e global (ARTAXO et al., 2006). O início das

atividades de queimadas na Amazônia está evidentemente vinculado ao ciclo

meteorológico regional. Embora o início das queimadas seja relativamente consistente

de ano para ano, geralmente variando apenas por algumas semanas; elas estão

concentradas entre os meses de agosto e novembro, com algumas variações regionais

(SCHAFER et al., 2008).

Figura 3 - Média anual acumulada dos focos de queimadas no Brasil de 01/01/2001 a 16/09/2016.

(Fonte: INPE)

20

No Estado de Mato Grosso, o período de estiagem agrava consideravelmente

os focos de queimadas (Figura 3) uma vez que a vegetação fica vulnerável a queima.

Outro agravante é a abertura de novas áreas para pastagens, que muitas vezes vêm

acompanhadas de queimas da vegetação nativa.

A relação Foco x Queimada não é direta nas imagens de satélite. Um foco

indica a existência de fogo em um elemento de resolução da imagem (píxel), que varia

de 1 km x 1 km até 5 km x 4 km. Neste píxel pode haver uma ou várias queimadas

distintas que a indicação será de um único foco. E se uma queimada for muito extensa,

ela será detectada em alguns píxeis vizinhos, ou seja, vários focos estarão associados

a uma única grande queimada. Ainda, é comum uma mesma queimada ser detectada

por vários satélites. Portanto, os mapas e tabelas que apresentam todos os focos de

todos os satélites sempre terão algumas repetições. Adicionalmente, em muitos casos,

pela variação natural do tamanho dos píxeis entre os vários satélites, uma mesma

queimada poderá ser indicada em locais com distância de alguns km conforme o

satélite que a detectou (INPE). Considerando o modo regular de detecção e utilizando-

se um único satélite como referência pode-se constatar tendências espaciais e

temporais nas ocorrências de fogo.

2.6 O CERRADO MATO-GROSSENSE

O Cerrado constitui o segundo maior bioma do Brasil em extensão e ocupa uma

área aproximada de 2.036.448 km2. O Cerrado possui um rico patrimônio de recursos

naturais renováveis adaptados às condições ambiental do local. Em sua grande

biodiversidade abriga aproximadamente mais de 6,5 mil espécies de plantas já

catalogadas. Nesse território, predominam formações da savana e clima tropical quente

sub-úmido, com uma estação seca e uma chuvosa e temperatura média anual entre

22ºC e 27ºC (PEREIRA JR.; 1992; IBGE, 1993).

A área ocupada por esse bioma no Mato Grosso é de 300 mil km²

aproximadamente, o equivalente a 34 % do território estadual, e no cerrado está a

nascente das três maiores bacias hidrográficas da América do Sul

(Amazônica/Tocantins, São Francisco e Prata), fundamental para a sua biodiversidade.

21

Grande parte do Cerrado foi desmatado e convertido em pastagem e

agricultura, a ação antrópica tem prejudicado essas áreas, restando hoje apenas 20% e

menos de 2% estão em áreas de proteção (MITTERMEIER et.al., 2000).

Hoffman & Jackson (2000) e Jackson et. al., (2000), explicam que importantes,

fatores, tais como índice de área foliar do ecossistema do cerrado, o albedo, a

rugosidade da superfície e a interceptação direta da precipitação pela vegetação,

podem ser modificados pela conversão das áreas para pastagem trazendo profundas

modificações negativas no funcionamento do ambiente.

Com uma temperatura média mensal superior a 18ºC, a maior parte do cerrado

está localizada na região tropical, com a precipitação variando de 600 a 2.200 mm,

sendo que cerca de 90% ocorre no período de estação chuvosa (outubro a abril), a

temperatura anual fica em torno de 22-23ºC. As médias máximas absolutas mensais

podem chegar a 40ºC, não variam muito ao longo dos meses do ano, enquanto as

mínimas absolutas mensais variam bastante, atingindo valores próximos ou até abaixo

de zero nos meses de maio, junho e julho. Em áreas elevadas ou na porção meridional

a ocorrência de geadas é observada. Klink & Solbrig, 1996, dizem que na estação seca

grande parte da vegetação gramínea fica inativa e a maior parte da sua biomassa aérea

seca e morre, favorecendo assim a ocorrência de incêndios.

De acordo com INMET, 2009 (Instituto Nacional de Meteorologia), a

precipitação média anual fica entre 1200 e 1800 mm. Concentrando-se nos meses de

primavera e verão (outubro a março), que é a estação úmida, a precipitação média

mensal apresenta uma grande estacionalidade. Sette (2005), Filho (2006), explicam

que em meio à estação úmida, ocorrem curtos períodos de seca, denominado de

veranicos.

A ocorrência de nevoeiros é comum nas primeiras horas da manhã no início da

estação seca, essa estação tem duração entorno de 3 a 5 meses. Com a formação do

nevoeiro, sobre as plantas obtêm-se grande quantidade de orvalho e também umedece

o solo, isso durante o período da manhã, e durante a tarde, os índices de umidade

relativa do ar caem bastante, podendo baixar até 15% (SILVA, 2005).

22

3. MATERIAIS E MÉTODOS

3.1 ÁREA DE ESTUDO

A pesquisa foi realizada na Fazenda Miranda no município de Cuiabá, capital

do Estado de Mato Grosso. Esta fazenda está localizada entre as coordenadas (15º43’

Sul e 56º04’ Oeste), com altitude de 157 m acima do nível do mar (Figura 4).

Figura 4 - Localização da Fazenda Miranda em Cuiabá – MT. (Fonte: Celso Arruda)

23

O clima nesta região é classificado como Aw, tropical semi-úmido, segundo a

classificação climática de Köppen (1948). Possui quatro a cinco meses secos e duas

estações bem definidas, uma seca (outono-inverno) e uma úmida (primavera-verão).

Em média, as temperaturas mínimas ao longo dos anos são de 5ºC e as máximas

chegam a 41ºC. O índice pluviométrico diferencia-se de forma significativa durante as

estações, pois em sua maioria o inverno é bastante seco e o verão bastante úmido. A

média na região é de 1500 mm/ano (SAMPAIO, 2006).

A vegetação do local é tipicamente de Cerrado - Campo Sujo, apresentando

floresta decídua na encosta dos morros e floresta de galeria ao longo dos rios, porém

em alguns trechos a vegetação é típica de áreas alagadas (COUTINHO, 1990;

AZEVEDO e ADÁMOLI, 1998; SILVA, 2007). O solo da área em que a pesquisa foi

desenvolvida é caracterizado por ser pouco espesso, imperfeitamente drenado,

concrecionário e com superfície cascalhenta (Plintossolo Pétrico), podendo ocorrer

locais com a presença de solos Litólicos Distróficos (EMBRAPA, 1999). A área do

estudo encontra-se caracterizada pela dominância da vegetação herbácea que surgiu

depois da derrubada parcial da vegetação original. Observa-se apenas a cobertura

parcial da vegetação no solo em locais onde a superfície é caracterizada pela textura

cascalhenta.

3.2 INSTRUMENTOS E MEDIDAS

Neste estudo utilizamos 3 anos de dados micrometeorológicos, de

profundidade ótica dos aerossóis e de focos de queimadas coletados de forma contínua

de janeiro de 2010 até dezembro de 2012. Os dados micrometeorológicos foram

coletados por sensores instalados em uma torre micrometeorológica com 20 metros de

altura (Figura 5), instalada pelo projeto “Implantação de Postos de Observação de

Gases-Traço e de Aerossóis na Atmosfera em Mato Grosso” (MCT-CNPq-CT Infra

CT Energ n. 07- 2006). Os dados de profundidade ótica dos aerossóis foram coletados

por um radiômetro espectral instalado próximo a torre. Os dados referentes aos

números de focos de queimadas e incêndios no Estado de Mato Grosso foram obtidos

24

através da página (http://www.inpe.br/queimadas) do Instituto Nacional de Pesquisas

Espaciais (INPE).

Figura 5 - Torre Micrometeorológica instalada na Fazenda Miranda. (Fonte: Paulo Arruda)

3.2.1 MICROMETEOROLOGIA

Os dados micrometeorológicos foram adquiridos através dos sensores: Saldo

de radiação (Rn) - NR LITE (Kipp e Zonen Delft, Inc., The Netherlands) instalado a 4

m de altura; Radiação global incidente (Rgi) e Radiação global refletida (Rgr) -

Piranômetro LI-200X-L (Campbell Scientific, Inc., USA) a 4m; Temperatura da

25

superfície (Tsup) - Radiômetro Infravermelho de Precisão - SI-111 (Precision Infrared

Radiometer - Campbell Scientific, Inc., USA) a 2m; Temperatura do ar (Tar) e

Umidade relativa do ar (UR) - 3 Termohigrômetros HMP 45AC (Vaisala, Inc.,

Helsinki, Finland) a 5, 10 e 18m; Precipitação pluviométrica (Ppt) - Pluviômetro de

Báscula - TR-525M Rainfall Sensor (Texas Eletronics, Inc., USA) a 5m; Os dados

foram registrados no Datalogger CR1000 (Campbell Scientific, Logan, UT, USA) com

um intervalo de amostragem de 30 segundos e armazenam as médias a cada 30

minutos; Energia - Tensão (12V) - Bateria de 150 A; Painel Solar (65 W) - SP65

(Campbell Scientific, Inc., Logan, UT, USA). Para aumentar o número de canais de

entrada do registrador foi utilizada uma placa multiplexadora AM16/32ª-ST-SW

(Campbell Scientific, Inc., Logan, UT, USA).

3.2.2 AERONET

Os dados de profundidade ótica dos aerossóis foram obtidos através da rede

global de monitoramento de aerossóis por sensoriamento remoto AERONET (Aerosol

Robotic Network), disponíveis na página http://aeronet.gsfc.nasa.gov. Os

equipamentos da AERONET são mantidos pelo Sistema de Observação da Terra da

NASA/GSFC (National Aeronautics and Space Administration/Goddard Space

Flight Center). Os arquivos de dados da rede AERONET são divididos em três níveis

de qualidade: nível 1.0 para os dados brutos, nível 1.5 para dados sem a contaminação

de nuvens e nível 2.0 cuja qualidade é certificada pela rede (HOLBEN et al., 1998;

SMIRNOV et al., 2000). Neste trabalho utilizamos os dados de nível 2.0 para o

comprimento de onda 500nm.

Os radiômetros espectrais (Figura 6) são automáticos, mantidos por energia

solar, idênticos distribuídos pelo globo, cujas medidas permitem o monitoramento em

tempo quase real da espessura ótica dos aerossóis, da distribuição de tamanho das

partículas, vapor d’água precipitável, dentre outros parâmetros. São constituídos por

sensores aos quais são acoplados colimadores de 33 cm de comprimento. Os

colimadores foram projetados para rejeitar a luz difusa refletida pelas suas paredes e

são protegidos por uma janela de quartzo que permite observações com um detector

26

de silício enriquecido, com suficiente relação ruído-sinal para medidas espectrais entre

300 e 1200 nm. Os sensores tem uma rotina pré-programada giram no sentido dos

ângulos zenital e azimutal com o auxílio de motores de passo com uma precisão de

0,05°. Um microprocessador calcula a posição do sol baseado em informações de hora,

latitude e longitude, direcionando os colimadores a menos de 1° do sol. Um pequeno

detector localiza precisamente o sol para que se dê início à sequência de medidas. Após

o término das medidas o instrumento retorna à posição de repouso, apontando

aproximadamente para o nadir.

Figura 6 - Radiômetro espectral instalado na Fazenda Miranda - Cuiabá – MT. (Fonte: Franciele

Santanna)

Cada medida leva aproximadamente 10s para ser feita. Uma sequência pré

programada de medidas tem início pela manhã e termina à tarde, quando em ambos

momentos a massa de ar (inverso do cosseno do ângulo zenital) é igual a 7. Durante

os períodos em que a massa de ar é alta, os intervalos de tempo entre as medidas são

de aproximadamente 0,25 multiplicado pelo valor da massa de ar, enquanto que com

a massa de ar baixa o intervalo é de aproximadamente 15 min. Para diferenciar os

aerossóis das nuvens três medidas são feitas em sequência a cada 15 min para cada

comprimento de onda, com um intervalo de 30s entre elas. Isto porque a variação

27

temporal das nuvens é maior que a dos aerossóis, possibilitando a verificação de suas

presenças em muitos casos. Adicionalmente, o intervalo de quinze minutos permite

uma frequência temporal maior para a verificação de uma eventual contaminação das

medidas por nuvens. (PROCÓPIO, 2005).

3.3 FOCOS DE QUEIMADAS

Os dados dos focos de queimadas foram obtidos através da página do INPE

(http://www.dpi.inpe.br/proarco/bdqueimadas). Por meio do satélite (AQUA MT),

dados diários de focos de queimadas são processados e usados para compor uma série

temporal e assim permitir a análise de tendências nos números de focos de queimadas

para mesmas regiões em períodos de interesse.

Os dados gerados são distribuídos de duas maneiras: para o público em geral,

todos os dados e produtos ficam disponíveis para acesso livre na internet cerca de três

horas após sua geração; Para usuários especiais com necessidades operacionais, à

distribuição é imediata à sua geração, mediante contrato específico por

correspondência eletrônica (queimadas@cptec.inpe.br).

3.4 REGRESSÃO LINEAR

Para analisar a correlação entre duas variáveis (AOD x Rg e AOD X PAR)

utilizamos regressão linear. A correlação é uma forma de relacionamento entre duas

ou mais variáveis. Assim o R² mede o grau de relacionamento linear entre os valores

emparelhados de x e y. Os dados diários de AOD, Rg e PAR, foramregistrados a cada

30 minutos das 8:00 as 16:00 horas no período da estação seca, no mês de setembro.

Ao correlacionar estatisticamente as variáveis, é observado o coeficiente R2, os valores

de R² deve estar sempre entre -1 e +1, indicando, em porcentagem, o quanto o modelo

consegue explicar os valores observados. Quanto maior o R², mais explicativo é

modelo, melhor ele se ajusta à amostra. Dessa forma, quanto mais próximo de 1,0 for

28

o resultado da regressão linear maior é a relação entre as duas variáveis (TRIOLA,

1999; NEUFELD, 2003).

29

4. RESULTADOS E DISCUSSÕES

4.1 CARACTERÍSTICAS MICROMETEOROLÓGICAS DO PERÍODO DE

ESTUDO

Durante o período de estudo, entre os meses de janeiro de 2010 a dezembro de

2012, as variáveis micrometeorológicas apresentaram variações semelhantes aquelas

observadas pelo Instituto Nacional de Meteorologia (INMET, 2009) para a mesma

região.

O comportamento das variáveis micrometeorológicas nesta região é distinto ao

longo do ano, justificando assim uma divisão sazonal conforme o regime de chuvas.

Representamos nas figuras abaixo a estação de seca como sendo as áreas em cinza e

como estação de chuva as áreas em branco.

Em nossas análises a radiação solar global (Rg) no período de estudo, variou de

aproximadamente 160 Wm-2 (valor mínimo) no período de seca a 240 Wm-2 (valor

mínimo) no período de chuva (Figura 7).

Figura 7 - Média quinzenal da intensidade de Rg e RNET para as estações seca e chuvosa para os anos de

2010, 2011 e 2012.

30

A radiação solar líquida (RNET) variou de aproximadamente 62 Wm-2 (valor

mínimo) na estação seca a 170 Wm-2 (valor máximo) na estação de chuva. Carrilho

(2011), encontrou os valores de radiação solar global incidente (Rgi) 42 Wm-2 (valor

mínimo) e 305,78 Wm-2 (valor máximo) para o mesmo local. Podemos perceber

também que na estação de chuva a Rg e RNET tendem a apresentar comportamento

semelhante, enquanto que na estação seca o comportamento se inverte. A redução nos

valores de Rg e RNET durante a estação seca pode estar associado ao aumento da

profundidade ótica dos aerossóis devido as queimadas na região.

As maiores médias de temperatura do ar (Tar) ficaram entre 28 e 30ºC no mês

de setembro para todos os anos estudados. Na estação de chuva a Tar máxima foi de

27ºC nos anos de 2010 e 2011 e 29ºC no ano de 2012; a Tar mínima chegou a 24ºC em

2010 e 2011 e 26ºC em 2012 (Figura 8). Rodrigues (2011), apresentou no seu trabalho

no mesmo local, uma temperatura média diária do ar que variou de 12 a 32ºC, com

uma média de 25ºC durante toda a estação seca. Este período apresenta alta amplitude

na temperatura, pois é na seca que ocorre a entrada das frentes frias na região e a baixa

umidade relativa do ar contribui para esta variação, já que a água é um importante

composto na regulação térmica (RODRIGUES, 2011).

Figura 8 - Média de quinze dias da Tar e UR para as estações seca e chuvosa para os anos de 2010,

2011 e 2012

Durante a estação de chuva a umidade relativa do ar (UR) chegou a 80%,

enquanto que na estação seca chegou a 40% entre os meses de agosto e setembro. Os

baixos valores da UR na estação seca mostram que havia pouca disponibilidade de

água disponível ao ecossistema neste período. Rodrigues (2011), apresenta em seu

trabalho resultados similares de UR onde obteve média diária de 69%, no período de

31

seca, houveram dias com médias um pouco abaixo de 40% e alguns dias chegando até

a 90% mostrando alta variabilidade durante o período no local de estudo. No período

chuvoso para os mesmos anos encontrou UR média de 77%, se mantendo com baixa

amplitude, mostrando que a umidade se manteve constante e com altos valores em

comparação com o período seco, porém no período seco notou-se alguns picos de

umidade alta, mas este rapidamente voltava a valores mais abaixo, mostrando a baixa

capacidade do ecossistema em manter a umidade em valores altos.

Com a maior quantidade de umidade na atmosfera da região, no período

chuvoso o maior desprendimento da energia disponível foi utilizado na forma de calor

latente, utilizando menor porcentagem para as outras parcelas do balanço energético.

A Figura 9 apresenta os valores médios quinzenal de umidade do solo (US) e

de precipitação (Ppt) acumulada para os anos de 2010, 2011 e 2012.

Figura 9 - Média quinzenal da US e Ppt acumulada para as estações seca e chuvosa para os

anos de 2010, 2011 e 2012.

Durante a estação de chuva, os maiores valores de precipitação acumulada

encontrados foram no mês de fevereiro para os anos de 2010 e 2011 com 200 e 260mm

respectivamente relacionados com alta umidade do solo. Na estação seca a umidade

do solo chegou a 2,3% em 2010 e 3% em 2011 e 2012. Ao analisar esta relação

observamos que com a diminuição da precipitação no período da seca, ocorre uma

diminuição na umidade do solo, ou seja, com a evaporação da água pela radiação solar

nesse período o solo perde a umidade tornando-se mais seco, à medida que inicia o

período chuvoso o solo vai absorvendo água da chuva e assim aumentando a umidade

que chegou a 9%.

32

A Figura 10 apresenta a densidade do fluxo de radiação (RI0, Rg, RNET) para as

estações seca e chuvosa para os anos de 2010, 2011 e 2012.

Figura 10 - Dia médio mensal da densidade do fluxo de radiação solar para os anos de 2010, 2011 e

2012 para as estações seca e chuvosa.

Os valores de radiação incidente no topo da atmosfera (RI0) durante a estação

seca apresentam valores menores em relação à estação de chuva. A estação seca na

região coincide com o inverno no hemisfério sul. Neste período de inverno o

hemisfério sul receba menor quantidade de radiação solar devido à inclinação do globo

terrestre, fazendo também com que os dias sejam mais curtos.

A densidade de radiação global (Rg) não apresentou muita variação sazonal

para a região quando comparada as outras componentes.

33

A radiação líquida (RNET) disponível apresentou variação sazonal com uma

queda durante a estação seca que relacionamos com os aerossóis provenientes de

queimadas. Esta análise permite-se o entendimento de que nos meses de agosto,

setembro e outubro a radiação solar ao atravessar a atmosfera é absorvida ou espalhada

pelas partículas de aerossóis chegando até a superfície da terra com saldo bem menor

do que o que havia no topo da atmosfera, provavelmente pela grande quantidade de

partículas na atmosfera no período de queimadas. A radiação chega a apresentar 400

Wm-² no mês de julho a agosto para radiação disponível no ecossistema. Rodrigues,

(2011), descreve em seu trabalho que a energia utilizada para o aquecimento do

sistema foi em média 49,76 Wm-2 correspondendo a 37,55% da energia total

disponível para os processos ecofisiológicos.

4.2 SÉRIES TEMPORAIS DA PROFUNDIDADE ÓPTICA DOS AEROSSÓIS E

FOCOS DE QUEIMADAS

As variações na densidade do fluxo de radiação observadas influenciam as

componentes do balanço de energia e o equilíbrio entre os processos físicos e

biogeoquímicos do ecossistema, causando alterações nas interações entre o sistema

biosfera atmosfera.

Para compreender estas diferenças apresentadas nas densidades do fluxo de

radiação, analisamos a profundidade óptica dos aerossóis (AOD), pois estas partículas

na troposfera podem influenciar na quantidade de energia que chega até a superfície

terrestre por meio do espalhamento e a absorção da radiação solar.

Na Figura 11 apresentamos as médias diárias dos valores de AOD e quantidade

total mensal dos focos de queimadas para as estações seca e chuvosa na região do

Cerrado de MT, para os anos analisados. O maior valor para AOD foi 3,8 registrado

no mês setembro (2010), mês que corresponde à estação seca, conforme mostra a

Figura 9, que favorece a incidência de queimadas, neste período ocorrem os maiores

índices de focos em MT (Figura 11), que emitem grandes quantidades de partículas de

aerossóis para a atmosfera, período este que a temperatura do ar é bastante elevada e a

umidade relativa está bastante baixa (Figura 8). Palácios (2014), em sua pesquisa na

mesma região, encontrou valores diários acima de 3,5 no ano de 2010 para AOD.

34

Figura 11 - Média diária da AOD e quantidade total mensal dos focos de queimadas para as estações

seca e chuvosa para os anos 2010, 2011 e 2012.

Estudo sobre (AOD) na África, em região do semiárido, entre os anos de 1991

a 2001 mostrou médias de 0,04 e 0,06 com exceção dos anos de 1998 e 1999 que

constatou valores mais altos de AOD (0,44) entre os meses de agosto e setembro.

Segundo o Forment (2002) o aumento da AOD nos meses de agosto e setembro

apresenta uma sazonalidade acentuada que está ligada à estação de queima de

biomassa no hemisfério Sul, sugerindo que as partículas de queimadas são

transportadas pelos ventos alísios de Namíbia e Angola.

O maior valor para AOD no ano de 2011 foi 0,9 e em 2012 foi de 1,3, registrado

também no mês de setembro. Os valores de AOD entre todos os anos estudados

variaram entre 0,3 e 3,8 entre os meses de agosto, setembro e outubro. Valores

similares foram encontrados por PALÁCIOS (2014), em pesquisa feita na mesma

região deste estudo, encontrou valores diários de aproximadamente 1,0 para AOD.

35

Kumar et al., (2013), em sua pesquisa desenvolvida na África do Sul encontraram

média de 0,3 durante a primavera (setembro-novembro).

Procópio (2005) e Wyrepkowski (2007) encontraram um mesmo valor no ano

de 2001 para Cuiabá, observaram picos no mês de setembro, atingindo 1,57 em 2003

e chegando a média diária de 2,50 em setembro de 2002 e 2005. Desta forma nota-se

uma modificação dos valores de AOD entre as estações chuvosa e seca. Quando há

incidência de chuvas a atmosfera é limpa, determinando que os padrões de precipitação

influenciem nos valores da AOD uma vez que umidade no ar reduz os valores de AOD.

A Figura 12 representa o gráfico de regressão linear entre a média diária de

AOD e a Rg máxima diária para os anos de 2010, 2011 e 2012.

Figura 12 - Regressão Linear entre a média diária da AOD e a Rg máxima diária para os anos de 2010,

2011 e 2012

O valor do coeficiente de determinação obtido no ano de 2010 (R2= 0,72) e no

ano de 2012 (R2= 0,66) indica relação entre as variáveis analisadas; quanto maior os

valores da AOD menor a quantidade de radiação incidente na superfície. À medida

36

que o conteúdo de poluentes aumenta na atmosfera seja pela ação humana ou natural

a concentração de partículas de fração fina torna-se mais concentrado nas camadas

atmosféricas entre 1 e 2 km, aumentando o valor da profundidade óptica dos aerossóis.

O valor do coeficiente de determinação obtido (R2= 0,24) para o ano de 2011

indica uma baixa relação entre as variáveis analisadas. Esta relação entre as variáveis

está associada à quantidade de radiação solar, assim quanto menor o valor da OAD

maior será a quantidade de energia disponível para o sistema. Procópio (2005), em sua

pesquisa com dados obtidos pela rede AERONET observa que Cuiabá é um local de

forte influência antropogênica. As alterações na quantidade de radiação disponível

mostrou-se importante parâmetro na análise da distribuição de energia sobre a

superfície, auxiliando nos mecanismos de troca radiativa entre a atmosfera e a

superfície natural.

A Figura 13 representa regressão linear entre a média diária da AOD e o

somatório da radiação fotossinteticamente ativa diária para os anos de 2010, 2011 e

2012 e apresenta-se uma redução da irradiância PAR, quando ocorreu um aumento da

AOD no mês de setembro, período em que ocorrem os altos índices de queimadas no

MT (Figura 12).

A disponibilidade de radiação fotossinteticamente ativa (PAR) é fundamental

para a eficiência de fotossíntese das plantas, porém na estação seca aumenta a

concentração de aerossóis de queimadas principalmente no mês de setembro conforme

mostra a Figura 11, diminuindo a radiação PAR pela interferência dessas partículas na

atmosfera.

Os valores diários de PAR foram monitorados no mês de setembro para todos

os anos estudados e constatou-se que o coeficiente de correlação foi maior nos anos de

2010 (0,71) e 2012 (0,72), época em que ocorreu um índice maior de queimadas na

região, conforme mostra a Figura 11. No ano de 2011 obteve-se menor valor de

profundidade óptica o que explica o valor de coeficiente R² ser menor que os demais

anos estudados.

37

Figura 13 - Regressão Linear entre a média diária da AOD e o somatório da radiação

fotossinteticamente ativa diária para os anos de 2010, 2011 e 2012.

A Figura 14 representa a distribuição de frequência e contagem cumulativa de

OAD na estação seca, período que ocorrem as queimadas e consequentemente altos

índices de aerossóis. Os dados não apresentaram distribuição normal. Ocorreu uma

variabilidade na frequência entre 5 e 120 sendo mais similar a oscilação nos anos de

2011 e 2012. A contagem indicou um acúmulo de partículas da moda fina, uma vez

que os dados do histograma apresentam acumulação maior para OAD com os valores

de 3,8 em 2010, 0,9 em 2011 e 1,3 em 2012.

38

Figura 14 - Histograma de distribuição de frequência e contagem cumulativa de AOD na

estação seca para os anos de 2010, 2011 e 2012.

39

5. CONSIDERAÇÕES FINAIS

Os resultados obtidos sobre a análise dos dados micrometeorológicos

permitiram notar que as expressivas concentrações de particulados e as interações

destes com a radiação solar no período da seca, diminuíram o balanço radiativo do

sistema superfície-atmosfera.

O estudo da profundidade óptica dos aerossóis para o comprimento de onda de

500nm (AOD) contribuiu para analisarmos a influência dos aerossóis nas componentes

do balanço de radiação sobre área de Cerrado.

A quantidade de eventos de queimadas no MT tem influencia nos altos valores

de AOD entre os meses de agosto e setembro episódios de alta carga de material

particulado na atmosfera.

A regressão entre as variáveis profundidades ópticas dos aerossóis e os valores

de radiação global mostrou forte relação entre os anos de 2010 e 2012.

A quantidade de eventos de precipitação durante a estação seca do ano de 2011

e o menor índice de focos de queimadas no mesmo período, contribuíram para diminuir

a relação entre as variáveis analisadas (AOD x Rg) e (OAD x PAR).

A regressão entre as variáveis OAD x PAR, apresentou valores de R² bem

próximos de 1.0 entre os anos de 2010 e 2012, ou seja, a incidência da radiação

fotossinteticamente ativa na área de estudo é menor quando a concentração de

particulados na atmosfera é maior.

O estudo permitiu compreender que as partículas de aerossóis predominam

entre os meses da estação seca, especialmente no mês de setembro pela contribuição

do fenômeno natural da estiagem e o aumento de focos de queimadas.

Os efeitos dos particulados no ecossistema ou no clima podem ser diretos ou

indiretos e envolvem diversas componentes do sistema superfície-atmosfera.

40

6. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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