AP514 - Tema 2

AS029 - 2014
Tema 6
J.Zullo Jr.
AS029 – Geociências e Ambiente (Geoprocessamento)
Jurandir Zullo Junior
(Observações:1) Este texto foi preparado com objetivo de auxiliar os participantes do curso AS029
em 2014, no estudo dos assuntos desenvolvidos em aula, sendo vedada toda e qualquer outra
utilização sem autorização do auto; 2) Figuras geradas a partir da digitalização dos desenhos
feitos manualmente em aula pela Dra.Renata Ribeiro do Valle Gonçalves.)
Tema 6 - Atmosfera
Tópicos: (1) Definições, (2) Evolução, (3) Propriedades, (4) Funções, (5) Constituição, (6)
Estrutura, (7) Aspectos qualitativos da interação da radiação eletromagnética com a atmosfera, (8)
Aspectos quantitativos da interação da radiação eletromagnética com a atmosfera.
1. Definições

Última e mais tênue camada da Terra com massa 1 milhão de vezes menor que a massa da
parte sólida. A densidade ao nível do mar (onde ela é mais elevada) é menor que um
milionésimo da densidade das rochas;

Vasto oceano de ar que envolve a Terra onde vivemos;

Envoltório de gases que cerca a superfície da Terra e se estende para cima com a densidade
da mistura decrescendo continuamente;

Imensa máquina térmica cuja principal fonte de calor é a energia solar. É uma máquina que
converte energia térmica (energia cinética das moléculas) em energia mecânica com um
rendimento de 2%, ou seja, apenas 2% da energia solar recebida é convertida em energia
mecânica dando origem à circulação geral da atmosfera (tais como ventos, nuvens e
tempestades, por exemplo);

Massa de ar inodora (sem cheiro), incolor (sem cor) e insípida (sem sabor) presa à Terra pela
ação da gravidade terrestre, acompanhando-a em seus movimentos.
Energia relativa de processos e fenômenos atmosféricos (Fonte: Livro do Vianello)
Processo/Fenômeno
Ordem de grandeza
Energia solar interceptada pela Terra por 1 (1,5.1022 J)  necessidades industriais e
dia
domésticas do mundo por 100 anos
Furacão médio
10-4  10 mil por dia
Tempestade de verão média
10-8  100 milhões por dia
Chuva moderada (10 mm)
10-8  100 milhões por dia
Detonação da bomba de Nagasaki
10-8  100 milhões por dia
CB típico (1 km (horiz) x 12 km (vert))
10-8  100 milhões por dia
Tornado médio
10-11  100 bilhões por dia
Relâmpago médio
10-13  100 trilhões por dia
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J.Zullo Jr.
Características físicas complexas  Dificuldade de equacionamento dos mecanismos de
funcionamento da atmosfera e de formulação de modelos físicos e matemáticos adequados devido
ao seguintes fatores:

Simulação difícil em laboratório;

Inexistência de equipamentos computacionais suficientes;

Diversidade da superfície terrestre, variável no tempo e no espaço;

Conhecimento ainda insuficiente da interação da atmosfera com o espaço;

Condições de contorno que dificultam o fechamento dos modelos;

Variação enorme das escalas espaciais e temporais dos fenômenos atmosféricos;

Composição contendo todos os estados da matéria;

Mudanças de fase;

Reações químicas e fotoquímicas;

Regimes de escoamento distintos: do laminar ao turbulento, da brisa aos furacões e tornados.
2. Evolução


Composição original: principalmente hidrogênio e hélio com quantidades menores de
metano (CH4), amônia (NH3), água (H2O), dióxido de carbono (CO2) e nitrogênio (N2);
Composição atual: produto dos efeitos da radiação solar e do advento da fotossíntese.
3. Propriedades




Compressível;
Móvel;
Má condutora de calor e de eletricidade (a não ser que esteja saturada de umidade e
ionizada);
Capacidade de conter quantidades variáveis de vapor d’água.
4. Funções
Filtragem seletiva através da absorção, difusão e reflexão dos comprimentos de onda perigosos à
vida emitidos pelo Sol (principalmente os raios X, gama e ultravioletas).
Aquecimento da superfície terrestre através do efeito estufa viabilizando a forma de vida como a
conhecemos atualmente.
5. Constituição
Apresenta composição peculiar formada por elementos gasosos, partículas sólidas e massas
líquidas. Esta composição é variável desde a sua origem, embora não seja fácil de comprovar, sendo
de fundamental importância o lançamento de gases na atmosfera pelos vulcões ao longo do tempo
geológico.
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Logo, o Ar atmosférico = Mistura de ar seco + Vapor d’água. O ar seco é também uma mistura
mecânica de vários gases cada qual com sua função definida.
As partículas sólidas e líquidas são de várias origens e têm tamanhos variando da molécula à gota
de chuva ou flocos de neve.
5.1 Elementos gasosos



Número reduzido de elementos ocupando um grande volume e muitos elementos ocupando
pequeno volume;
Combinam-se entre si apenas nas reações fotoquímicas e comportam-se, na maior parte das
vezes, como uma mistura mecânica.
Gases permanentes ou não-variáveis com concentração constante até 90km de altitude:
Elemento
Concentração (%)
Volumétrica
Mássica
Massa
Molecular
(g/mol)
Nitrogênio (N2)
78,084
75,520
28
Oxigênio (O2)
20,946
23,140
32
Argônio (Ar)
0,934
1,288
40
Outros: Neônio, Hélio, Metano, Criptônio, Hidrogênio, Xenônio, Óxido Nitroso;

Gases variáveis:
Elemento
Concentração Volumétrica
Massa Molecular
(%)
(g/mol)
Vapor d’Água (H2O)
0a4
18
Dióxido de Carbono (CO2)
0,033
44
Ozônio
0,01
48
Outros: Óxido sulfuroso (SO2), Dióxido de nitrogênio (NO2)
Observações:




Peso molecular do ar seco = (28*0,78 + 32*0,21 + 40*0,01) = 28,964g/mol
Peso molecular do ar saturado (4% de vapor d'água) = (28*0,75 + 32*0,20 + 40*0,01 +
18*0,04) = 28,52g/mol
Peso molecular da água = 18 = 5/8 do peso molecular do ar seco. Logo, o ar seco é mais
pesado que o ar úmido
Densidade do ar seco = 1,293kg/m3
O comportamento dos gases reais é tão mais próximo do comportamento de um gás ideal quanto
mais elevada for sua temperatura e mais baixa for a pressão, sendo que na atmosfera os gases se
comportam praticamente como gases ideais pois os valores típicos da pressão são normalmente
menores que 1atm.
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Gás perfeito ou ideal





Não existe qualquer tipo de interação, exceto quando colidem;
A colisão é perfeitamente elástica e de duração desprezível;
As dimensões das moléculas são desprezíveis em comparação com os espaços vazios entre
elas;
Obedece rigorosamente à Lei de Boyle: "Numa transformação isotérmica (temperatura
constante) a pressão e o volume de um gás são inversamente proporcionais", ou seja p1 . V1
= p2 . V2 = p3 . V3 = ... = constante;
Obedece rigorosamente às Leis de Charles - Gay Lussac: "Numa transformação isobárica
(pressão constante) o volume e a temperatura absoluta de um gás são diretamente
proporcionais", ou seja, V1 / T1 = V2 / T2 = V3 / T3 = ... = constante; "Numa transformação
isocórica (volume constante) a pressão e a temperatura absoluta de um gás são diretamente
proporcionais", ou seja, P1 / T1 = P2 / T2 = P3 / T3 = ... = constante;
Lei dos gases ideais (Equação de estado dos gases perfeitos que relacionam as variáveis de estado,
ou seja, pressão, volume e temperatura):

p . V = n. R . T
onde, p é a pressão, V é o volume, n é o número de moles de massa molar M, R é a constante
universal dos gases (= 8,3143J/K/mol) e T é a temperatura;

p=.R.T/M
onde, p é a pressão, M é a massa molar, R é a constante universal dos gases (= 8,3143J/K/mol), T é
a temperatura e  (= n . M / V) é a densidade ou massa específica.
Lei de Dalton: a pressão parcial de uma mistura de gases perfeitos é igual à soma das pressões
parciais dos seus constituintes, sendo que a pressão parcial é aquela que o constituinte exerceria se
ocupasse sozinho o volume da mistura à mesma temperatura da mistura. Logo, a pressão parcial é
tal que
pi = ( Vi / V ) . p, ou seja, pi . V = p . Vi
5.2. Aerossóis
a. Definições e Características gerais
São partículas líquidas ou sólidas microscópicas (raio variando de 10 -3 a 102m) dispersas e em
suspensão na atmosfera, diferentes da água e do gelo que formam as nuvens. São muito variáveis no
tempo e no espaço e estão relacionados com as condições de produção e transporte. Algumas
partículas podem ser transportadas a grandes distâncias, atravessando oceanos (tais como as
partículas de areia da África que chegam até a costa americana) ou grandes extensões continentais
(assim como as partículas carbonáceas que chegam ao Ártico). Concentram-se nas camadas
inferiores da atmosfera e têm tempo de residência de horas a dias.
b. Funções principais:


Absorção e espalhamento da radiação;
Participação em ciclos químicos;
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
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Núcleos de condensação e de cristalização
c. Origem dos aerossóis
A origem dos aerossóis influencia as características e a distribuição geográfica deles.


Fontes primárias (origem natural)
o Partículas de sal marinho provenientes da evaporação da água do mar;
o Partículas minerais provenientes dos solos, principalmente de áreas áridas, semiáridas e com solo nu;
o Material terrestre de resíduos vulcânicos e incêndios naturais;
o Partículas de origem biológica, tais como grãos de pólen, bactérias e esporos;
o Meteoritos extraterrestres ou interplanetários.
Fontes secundárias (origem humana) - conversão química de gases antropogênicos e
atmosféricos em partículas sólidas e líquidas com raio abaixo de 0,1m, principalmente
partículas de sulfato e nitrato
o
Fuligem de centros industriais e de incêndios
d. Descrição
Apresentam considerável diversidade de volume, tamanho, forma e composição, fazendo com que
as propriedades descritoras sejam geralmente médias para representar os aerossóis reais. Os
aerossóis atmosféricos são completamente descritos pelas características seguintes:




Carregamento total de aerossol em um volume unitário;
Composição química;
Forma;
Distribuição do tamanho.
A partir destas características físicas extraem-se as seguintes características radiativas:



Coeficiente de extinção que integrado fornece a espessura ótica;
Coeficiente de espalhamento ou albedo de espalhamento simples;
Função de fase.
e. Tamanho
O tamanho das partículas dos aerossóis varia consideravelmente dependendo do mecanismo de
produção. A distribuição do tamanho dos aerossóis é expressa através de diferentes fórmulas
analíticas. Junge definiu as seguintes categorias de aerossol baseada no tamanho deles:



Partículas de Aitken: raio < 0,1m;
Partículas grandes: 0,1 < raio < 1,0m;
Partículas gigantes: r > 1,0m.
Os aerossóis importantes para a radiação estão entre 0,1 e 1,0m. A maior parte da massa de
aerossóis está no intervalo de 0,1 e 1,0m.
A distribuição do tamanho dos aerossóis depende da fonte e do tempo de transporte do aerossol e é
altamente variável mesmo considerando um único tipo de aerossol.
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f. Tempo de residência na atmosfera
O tempo de residência dos aerossóis na atmosfera está associado à massa e à superfície da partícula.
Partículas mais pesadas precipitam mais rapidamente, pois a força da gravidade é proporcional à
massa e ao cubo do raio, enquanto que a força de fricção é proporcional ao raio. As partículas
menores têm uma área grande em comparação à massa. Um tamanho de referência é 10 microns. Os
aerossóis com uma grande variação no tempo e no espaço (partícula de Aitken e gigantes) têm o
menor tempo de residência. As partículas grandes, com menor variabilidade, possuem tempo de
residência maior.
g. Concentração
A concentração de aerossóis é bastante variável no tempo e no espaço, dependendo dos fatores
seguintes:



Proximidade da fonte;
Força da fonte;
Fatores de remoção da atmosfera, tais como atividade convectiva e turbulência.
A concentração diminui com o aumento da distância da superfície da Terra por causa do perfil de
densidade atmosférica e também porque a superfície da Terra é a principal fonte de partículas
considerando que os mecanismos de remoção operam continuamente na atmosfera. Estima-se que
80% da massa de partículas de aerossol esteja contida no primeiro quilômetro da troposfera. A
concentração de aerossol também diminuição com o aumento da distância horizontal da costa em
direção ao oceano. O continente é uma fonte mais prolífica de partículas, sendo que 61% do total de
aerossóis seja introduzido no hemisfério norte.
h. Forma
As partículas líquidas são esféricas enquanto que as partículas sólidas tem várias formas que são
complexas e irregulares. Pode-se assumir que, na média, partículas não-esféricas distribuídas
randomicamente comportam-se como partículas esféricas em processos de absorção e
espalhamento. Além disso, não existe teoria para partículas irregulares e as medidas não são
precisas o suficiente para provar a diferença entre as características dos aerossóis reais e a dos
aerossóis esféricos da teoria de Mie.
i. Natureza química
É descrita pelo índice de refração, sendo que a parte real relaciona-se com o espalhamento e a parte
imaginária com a absorção.
j. Modelos de aerossol
Modelo
Minerais ("Poeira")
Fuligem
Oceânicos
Não Solúveis em H2O Solúveis em H2O
Continental
70 %
29 %
1%
0%
Urbano
17 %
61 %
22 %
0%
Marítimo
0%
5%
0%
95 %
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k. Aerossóis estratosféricos
Os aerossóis estratosféricos são formados, principalmente, por conversão gás-partícula e têm uma
distribuição mais uniforme sobre a Terra, com tempo de residência da ordem de meses a anos. São
pequenas partículas esféricas de ácido sulfúrico com uma concentração mássica de 75% em água.
Os vulcões injetam uma grande quantidade de SO 2 (óxido de enxofre) na estratosfera. Este ácido é
oxidado para SO3 que reage com a água formando o ácido sulfúrico (H2SO4). Depois da
condensação, os aerossóis de ácido sulfúrico compõem-se de aproximadamente 75% H2SO4 e 25%
de água. São importantes para o clima e para a química do ozônio pois dispersam-se pelo mundo e
têm um longo tempo de vida (meses a anos). Uma espessura ótica que é normalmente de 0,004 em
550nm pode ser multiplicada, por exemplo, por 100 após uma forte erupção vulcânica que envia
gases à estratosfera. A volta à situação normal pode levar anos.
Erupções importantes: El Chichón (Abril de 1982, 17°N e 93°W) e Pinatubo (Junho de 1991, 15°N
e 120°W).
5.3. Água (H2O)
a. Características principais









Possibilidade de existência simultânea nas fases sólida, líquida e gasosa;
Componente variável (de 0 a 4% em volume) localizando-se principalmente nas camadas
inferiores da atmosfera. Pode ser o terceiro constituinte da atmosfera no caso do ar quente e
saturado;
Matéria-prima na formação das nuvens;
Veículo para o transporte de calor na atmosfera conduzindo-o sob a forma latente e
liberando-o como sensível;
Agente termorregulador sendo transparente à radiação de onda curta e absorvedor de
radiação de onda longa (infravermelho) contribuindo, assim para o "efeito estufa" natural;
Proveniente da evaporação da água da superfície terrestre;
Perfil muito variável, podendo aproximar-se por um decréscimo exponencial;
Quantidade pequena contida na estratosfera;
Presente em detrimento de outros componentes atmosféricos, sendo que no caso de 4% em
volume tem-se 75% de Nitrogênio, 20% de Oxigênio e 0,9% de Argônio.
b. Dinâmica atmosférica
O fato da água poder existir simultaneamente nas fases sólida, líquida e gasosa faz com que a
transformação de um estado para outro seja um fator significativo nos processos meteorológicos e
influenciem decisivamente a dinâmica da atmosfera. A troca de energia entre as moléculas da fase
líquida é através da vibração e do choque entre elas. Se a força do choque entre elas for superior à
força de atração mútua, então a molécula passa para a fase gasosa. A energia necessária para liberar
uma molécula da fase líquida (denominada de calor latente de vaporização) é perdida pelo líquido,
provocando uma diminuição da energia e da temperatura do líquido restante. No caso da fase
gasosa, as moléculas que estão próximas à fase líquida podem ser capturadas e permaneceram
atraídas às demais moléculas desta fase. Este processo é denominado de condensação. Quando elas
são capturadas, elas liberam calor latente e causam um aumento na temperatura do líquido.
O calor latente de vaporização para um grande número de moléculas é da ordem de 580cal/g a
30°C, sendo superior à maioria dos líquidos comuns. Este calor latente de vaporização faz com que
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uma grande quantidade de energia seja absorvida na evaporação e liberada na condensação,
tornando a água um meio efetivo de transporte de energia de uma região para outra no mundo.
Figura 1. Mudanças de fase da água
c. Umidade: conceito e quantificação
Refere-se à quantidade de vapor d’água no ar "úmido" ( = ar seco (dry air) + vapor d’água).
i. Saturação
Estado em que a quantidade de vapor d’água presente no ar é máxima a uma dada temperatura.
Neste caso não existe movimento "líquido" ("net") de moléculas de água na interface líquido-gás,
embora sempre haja um movimento contínuo e randômico de uma direção para outra. Estima-se que
exista um movimento em cada direção de 2 a 3kg/s/m2 de superfície aberta de água. O estado de
saturação corresponde a uma situação de equilíbrio dinâmico (e não estático) entre o movimento de
moléculas de água na interface líquido-gás.
A pressão exercida pelo vapor na saturação é conhecida como pressão de saturação do vapor (es)
sendo, portanto, a pressão (ou quantidade) máxima de vapor necessária para manter o equilíbrio
entre uma superfície de água ou gelo e o ar úmido. Dentre as várias fórmulas existentes para o
cálculo de es cita-se, como exemplo, a fórmula de Tetens onde
es = 6,107 . 10 ( 7,5 . t ) / ( t + 237,3 ) sendo t a temperatura em °C (válida para t  0°C).
A pressão parcial de vapor (e) é a pressão que o vapor d'água exerceria se ocupasse sozinho o
volume da mistura à mesma temperatura da mistura.
ii. Umidade relativa (UR): Descreve quão próximo da saturação estão as condições atmosféricas.
É calculada através da relação entre a pressão parcial de vapor (e) e a pressão de saturação do vapor
(eS), ou seja, UR = 100 . ( e / es ). Observa-se que ↑ t  ↑ eS   UR, e  t   eS  ↑ UR (se o
ar não-saturado for resfriado e o ganho ou a perda de vapor d'água for negligenciável então a
umidade relativa aumentará pois a pressão de saturação diminuirá.
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Figura 2. Fórmula de Tetens
Figura 3. Variação horária normal da temperatura e umidade relativa
iii. Umidade absoluta (v): Representa a concentração de vapor d'água, sendo a densidade do vapor
d'água considerando que ele também obedeça à lei dos gases ideais.
Sendo,
e =  V . R . T / Mv ,
onde, Mv = 18,0153g/mol, tem-se que
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v = ( e . Mv ) / ( R . T ).
iv. Umidade específica: É a concentração mássica do vapor d'água, ou seja, é a massa de vapor
d'água contida na unidade de massa do ar (ar seco + vapor d'água):
q = V / ( V + D ).
v. Razão de mistura: massa de vapor contida na mistura em uma unidade de massa de ar seco, ou
seja,
r = mV / mD = V / D. Unidade: g/g ou kg/kg.
vi. Temperatura de ponto de orvalho (dew point): Temperatura que o ar saturaria à pressão
constante se não houvesse adição ou remoção de vapor d'água, ou seja, es(Td) = e(T). Corresponde
à saturação do ar através do resfriamento.
vii. Temperatura de bulbo úmido: é a menor temperatura que pode ser obtida pela evaporação da
água no ar a pressão constante. Como a evaporação retira calor do termômetro, ele resfriará a uma
temperatura inferior à do termômetro de bulbo seco no mesmo lugar e tempo. Esta temperatura
pode ser utilizada em conjunto com a temperatura de bulbo seco para calcular o ponto de orvalho e
a umidade relativa. Corresponde à saturação do ar através da adição do vapor d’água.
Figura 4. Psicrômetro
viii. Água precipitável: quantidade de água contida numa coluna vertical da atmosfera de área
unitária. Varia de 0,1 (em áreas secas) a 5cm (em áreas úmidas). Unidades: kg/m2 e mm (lâmina
d'água que se formaria sobre a superfície do solo se todo o vapor fosse transformado em líquido).
Pode ser obtida integrando-se a umidade absoluta (kg/m3) ao longo da coluna medida em sondagens
ou através de fórmulas empíricas.
Exemplo de fórmula empírica: Fórmula de Hann onde W = 2,5.e sendo W em mm e e a pressão real
de vapor d'água em hPa média à superfície do solo.
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Figura 5. Água precipitável
d. Nuvens




Existem dez grupos principais denominados de gêneros;
Classificação em função da altitude;
As nuvens baixas e médias são formadas de gotas de água líquida;
As nuvens altas são formadas por cristais de gelo de várias formas geométricas.
5.4. Ozônio (O3)
a. Características principais




0 a 0,01% em volume ocorre entre 15 e 30km de altitude;
Poder oxidante causando grandes danos à vegetação e à saúde animal no aumento da
concentração principalmente à superfície;
Absorve radiação ultravioleta (240 a 320nm) que é letal para organismos unicelulares e
células superficiais de plantas e animais;
Aquece a alta atmosfera através da absorção da radiação ultravioleta, visível e
infravermelho, sendo a principal fonte de energia para os movimentos atmosféricos
superiores (50 a 100km) e responsável pela inversão térmica.
b. Mecanismos de formação e destruição do Ozônio
Teoria Fotoquímica de Chapman (1930): Utilizada para explicar os mecanismos de formação,
destruição e absorção de energia no ciclo do ozônio sendo quatro as reações mais importantes. Estas
reações são simultâneas e o número de moléculas de ozônio formadas é exatamente igual ao
número de moléculas destruídas, com a camada de ozônio em estado de equilíbrio fotoquímico.
Formação do ozônio
o
Radiação: O2 + fóton (com  < 242,3nm)  O + O
Fotodissociação do oxigênio a 50 km de altitude, aonde a radiação ultravioleta é
quase toda absorvida e a temperatura atinge cerca de 280K;
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o
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Colisão: O + O2 + M  O3 + M
M é uma molécula atmosférica qualquer que aproveita o excesso de energia gerado
na reação. A temperatura é da ordem de 220K e a altitude entre 15 e 30km. O
oxigênio atômico é o liberado na primeira reação enquanto que o ozônio tem um
tempo de vida muito curto durante o dia em razão da fotodissociação que ocorre em
seguida. Esta reação é lenta aonde existem quantidades reduzidas de O2 e M, ou seja,
em altitudes elevadas. O oxigênio atômico é muito raro nas altitudes baixas. Logo, as
densidades de ozônio são fracas tanto nas altitudes baixas como nas elevadas sendo
que a densidade máxima ocorre entre estes extremos, ou seja, a cerca de 25km;
Destruição do ozônio
o
Radiação: O3 + fóton (com  < 1.100nm)  O2 + O
Fotodissociação do ozônio que ocorre em todas as altitudes. Entre 15 e 30km, devido
a presença suficiente de oxigênio molecular, o oxigênio atômico pode voltar a
combinar com O2 formando O3 de acordo com a reação anterior. Este processo é o
responsável pela absorção da radiação solar entre 200 e 300nm;
o
Colisão: O + O3  O2 + O2
Ocorre nos níveis mais elevados da atmosfera e representa a destruição do ozônio
por colisões com o oxigênio atômico.
Destruição catalítica do ozônio pela clorina (Cl) e óxido de nitrogênio (NO) liberado pelos aviões
supersônicos e explosões nucleares.


Cl + O3  ClO + O2
ClO + O  Cl + O2
Unidade: 1 Dobson Unit (DU) = 0,01mm de uma camada composta por todo o ozônio espalhado
igualmente sobre uma região e sofrendo a compressão de 1 atm a 0 °C. Exemplo: 3mm = 300DU =
0,3cm.atm
Figura 6. Formação e destruição do Ozônio segundo a Teoria Fotoquímica de Chapman
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5.5. Dióxido de carbono (CO2)



Presente em proporções pequenas (0,01 a 0,1% perto do chão com média de 0,033% em
volume);
Agente termorregulador sendo transparente à radiação de onda curta e absorvedor de
radiação de onda longa (infravermelho) - "efeito estufa";
Variações causadas por combustão, absorção e liberação nos oceanos e na biomassa.
6. Estrutura
Figura 7. Estrutura da Atmosfera
As variações da temperatura com a altitude sugerem que a atmosfera pode ser considerada uma
seqüência de camadas com limites definidos pelas posições dos máximos e mínimos relativos da
temperatura. As camadas superiores também são caracterizadas por uma concentração menor de
moléculas (menor densidade) e, também, pressão menor.
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Não existe um limite brusco na atmosfera, que vai diminuindo lentamente até misturar-se com a
"atmosfera" do Sol. Metade se encontra abaixo de 6km e 75% abaixo de 12km de altitude. Ela é
muito tênue acima dos 12km, não sendo fisicamente homogênea mas possuindo uma estrutura de
camadas concêntricas. Esta estrutura pode ser descrita de acordo com um certo número de
diferentes condições de referências, basicamente físicas. Superimpostas à estrutura física estão as
considerações de composição e ionização dos gases.
A estrutura vertical varia conforme a pressão, umidade, temperatura, composição e movimentos. O
aumento da pressão com a diminuição da altitude deve-se à gravidade terrestre. As camadas têm
características próprias mas não são homogêneas. Não existem limites físicos que as separem, sendo
que elas interagem entre si desde a superfície.
Troposfera ("Esfera de Turbulência")












Primeira camada em contato com a superfície terrestre;
Altitude média de 11km (8km nos pólos, 17/18km no Equador e 14km nas regiões
temperadas);
É mais alta no verão que no inverno;
É mais alta sobre centros de alta pressão do que sobre centros de baixa pressão;
Região aonde ocorre a totalidade dos fenômenos atmosféricos;
Intensa movimentação horizontal e vertical;
Aquecimento pela absorção de radiação de ondas longas emitida pela superfície terrestre que
é aquecida por absorção de radiação solar de ondas curtas, ou seja, a superfície terrestre é a
fonte de calor. Na inversão térmica, a superfície do solo é um sumidouro de calor;
Alta porcentagem de vapor d’água;
Contém núcleos de condensação ou higroscópicos;
Observa-se aquecimento e resfriamento por radiação;
Gradiente térmico vertical normal: -0,65°C a cada 100 m (-2°C a cada 1.000 ft);
Contém em torno de 80 a 85% da massa atmosférica;
Tropopausa




Camada de transição entre a troposfera e a estratosfera;
Possui de 3 a 5km de espessura;
Mais alta no Equador que nos pólos;
Pouca ou nenhuma variação da temperatura, sendo igual a -40°C nos pólos, -55°C na
latitude de 45°, e de -80 a -90°C no Equador e -56,6 °C na atmosfera padrão;
Estratosfera





Atinge até 50km de altitude;
Isotérmica até 20km de altitude;
Aumento da temperatura, chegando a atingir valores próximos a 0°C devido à absorção da
radiação ultravioleta pelo ozônio (ozonosfera);
Ausência quase completa de movimentos atmosféricos devido ao perfil estável de
temperatura ("frio" na base e "quente" no topo);
Muito pouca água é encontrada na estratosfera sendo que a temperatura a 50km é da ordem
de 270K.
Estratopausa

Isotermia com temperatura na ordem de 0°C;
14
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

Tema 6
J.Zullo Jr.
Queda acentuada na concentração de oxigênio molecular (O2);
Espessura média de 3 a 5km.
Mesosfera




Mistura de gases rarefeita, sendo que os elementos são encontrados principalmente na forma
monoatômica, íons e partículas livres e raramente na forma de moléculas;
Densidade do ar insuficiente para suportar reações fotoquímicas efetivas de modo que a
temperatura decresce com a altitude na ordem de 3,5°C por km chegando a -90°C a 80km;
Circulação atmosférica existente mas tênue;
Transferência de energia através de processos radiativos.
Mesopausa


Isotermia
Espessura média de 10km com limites entre 80 e 90km.
Termosfera








Topo da atmosfera de 400 a 500km de altitude;
Absorve raios gama, X e ultravioleta;
Eletrizada e ótima condutora de eletricidade devido à presença de íons eletrificados;
Ionização maior durante o dia;
Noção de temperatura imprecisa devido à rarefação de moléculas, variando entre 500K e
2.000K, dependendo da atividade solar e do horário;
Região aonde a energia solar é convertida em calor sensível.
Ionosfera: primeiros 50 km da termosfera, apresentando considerável quantidade de átomos
e moléculas ionizados e elétrons livres;
Possibilidade de comunicação por meio de ondas longas de rádio;
Exosfera




Mudança gradativa de atmosfera terrestre para espaço interplanetário;
Sem limite definido, supondo-se que seja da ordem de 1.000km;
Tão ionizada quanto a ionosfera;
Ar muito rarefeito.
Magnetosfera


Espaço interplanetário;
Limite externo oscila em torno de 60.000 até 100.000km da Terra.
Atmosfera inferior: Troposfera + Tropopausa
Atmosfera média: Estratosfera + Mesosfera
Atmosfera superior: Termosfera + Exosfera + Magnetosfera
Atmosfera neutra ou Homosfera: Mistura homogênea até aproximadamente 80 a 90km de altitude
com 78% de N2, 21% de O2 e 1% de Ar (argônio) e concentração variável de outros gases. As
quantidades dos elementos diminuem na vertical, mas a proporção se mantém praticamente
constante. A homogeneidade é resultado dos movimentos atmosféricos vigorosos que ocorrem até
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Tema 6
J.Zullo Jr.
90km de altitude. Considerando-se uma espessura de 80km, a atmosfera neutra tem 0,6% do
diâmetro terrestre.
Heterosfera ou Ionosfera: Região acima da Homosfera que contém moléculas dissociadas em
átomos e/ou ionizadas por absorção de radiação energética de curto comprimento de onda. A
primeira camada da ionosfera inicia-se um pouco abaixo da heterosfera em torno de 70 a 85km de
altitude. Um limite superior aproximado da atmosfera pode ser fixado em 500km. Acima de 500km
tem-se a Exosfera aonde moléculas de gás muito rarefeito escapam da atração terrestre.
Pressão atmosférica
P = F / A = peso da coluna de ar / área da seção transversal
P (0) = 1.013,25hPa = 1.013,25mbar = 1 atm = 760mmHg
P(z2) = P(z1) . exp[ -(z2 - z1) / H* ] onde H* = 8,4km na troposfera baixa e 6,5km na estratosfera,
sendo denominado de Scale Height.
P (z) = 760 . ( 1 - 0,0065 . Z / 288 ) 5,2568
7. Aspectos qualitativos da interação da Radiação Eletromagnética com a Atmosfera
A interação fundamental entre a radiação eletromagnética (REM) e a matéria (estruturas atômicas e
moleculares) consiste na transferência da energia de um fóton para um átomo ou uma molécula,
sendo removido do campo de radiação. Esta energia pode levar um elétron a um nível de energia
maior ou aumentar os estados rotacionais e/ou vibracionais de uma molécula. O aumento de energia
pode ser liberado de várias formas:




Absorção: a molécula ativada colide com outra molécula e retorna ao estado de menor
energia. Neste caso a energia liberada torna-se energia cinética das moléculas servindo para
aquecer o gás. O fóton é completamente eliminado do campo de radiação;
Espalhamento elástico: transição espontânea em cerca de 1 nano segundo (10 -9s) para o
estado original emitindo um fóton idêntico àquele absorvido, exceto pela direção de
propagação. O fóton permanece no campo de radiação, mas a direção original é atenuada;
Espalhamento de Raman (inelástico): a molécula ativada libera a sua energia
espontaneamente em dois passos, ou seja, através de dois fótons com quantidades de energia
menores, mas que somados dão a quantidade de energia do fóton original. A radiação direta
é atenuada, o fóton original não pertence mais ao campo de radiação uma vez que ele é
substituído por dois fótons correspondentes a comprimentos de onda maiores;
Emissão: conversão de energia cinética das moléculas (energia termal) em energia
eletromagnética (criação de fótons). As moléculas são ativadas através da colisão com as
outras e a energia de ativação é emitida como fótons.
Logo, quando uma onda interage com um certo material (gás, líquido ou sólido) os elétrons, as
moléculas e/ou os núcleos são colocados em movimento (rotação, vibração ou deslocamento) que
leva à troca de energia entre a onda e o material. A interação depende da freqüência da onda (ou
seja, da energia dos fótons) e dos níveis de energia da estrutura da matéria.
Absorção: Um certo número de fótons desaparece (sendo que a energia correspondente a estes
fótons é dissipada localmente em aquecimento), sendo observada uma atenuação do sinal na direção
de propagação. A absorção gasosa na atmosfera é devida principalmente ao vapor d'água (H 2O),
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ozônio (O3), gás carbônico (CO2) e oxigênio (O2). O vapor d'água (H2O) e o ozônio (O3) têm
distribuições variáveis no tempo e no espaço e são os dois gases mais importantes para a
transferência radiativa na atmosfera. A quantidade total de ozônio na direção vertical varia com a
latitude e com a estação. O oxigênio (O2) e o gás carbônico (CO2) são misturados uniformemente na
atmosfera e têm uma abundância constante. Os coeficientes de absorção gasosa variam muito
rapidamente com o comprimento de onda e apresentam uma dependência espectral complexa. Os
aerossóis em suspensão na atmosfera podem absorver fótons (a taxa de absorção é definida pelo
albedo de simples difusão) mas a absorção não é limitada a bandas mas distribuída por todo o
espectro solar. Os aerossóis marítimos (oceânicos) e continentais não absorvem praticamente nada.
Os aerossóis urbanos e industriais são fortemente absorvedores. Como exemplo tem-se que a
aparência das fumaças escuras deve-se à absorção da luz.
Figura 8. Transmitância gasosa
Linha de absorção: É produzida quando um fóton de uma determinada quantidade de energia é
absorvido pelo átomo fazendo com que um elétron passe para uma órbita de energia maior. A
energia do fóton é igual à diferença entre a energia das duas órbitas. Fótons com quantidades
diferentes de energia passarão diretamente pelos átomos da camada de gás. Quanto mais átomos
passarem por uma transição de absorção particular mais escura será a linha de absorção. A força da
linha de absorção depende da densidade e da temperatura. Se a radiação incidente tiver uma
distribuição contínua de freqüência e de energia, existe uma grande probabilidade de, em uma
amostra da matéria, encontrarem-se átomos com elétrons em diversos níveis de energia que
"capturem" os correspondentes quanta/fótons que os elevarão de nível energético. Uma banda de
absorção é a combinação de linhas de absorção.
Linha de emissão: É produzida por um átomo em um estado de energia "excitado", ou seja, quando
o elétron não está no menor nível de energia possível. Para que ele possa ir a uma órbita de energia
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menor o elétron deve perder energia de uma certa quantidade específica. O fóton com uma
quantidade particular de energia é a forma que o átomo libera energia. A energia de 1 fóton é igual à
diferença de energia entre as órbitas energéticas, ou seja, E = h*f = E2 - E1. O elétron pode atingir o
estado de menor energia em um salto ou pode parar temporariamente em um ou mais níveis de
energia no caminho. Saltos diferentes produzem fótons com energias diferentes. Desse modo, os
átomos produzem energia de certos comprimentos de onda. Quanto mais átomos passam por um
estado de transição, mais intensa será a linha de emissão. A intensidade depende da densidade e da
temperatura do gás. Espectros contínuos são produzidos por átomos que estão dispostos muito
próximos. Os níveis de energia dos átomos são distorcidos pelos elétrons dos átomos vizinhos. As
linhas de emissão acabam se tornando mais grossas e suaves.
Espalhamento ou Difusão: Os fótons não são perdidos mas redistribuídos em todas as direções
com uma probabilidade que é definida por uma "função de fase de espalhamento". Observa-se uma
atenuação da radiação na direção de iluminação e um aumento em todas as outras direções. Pode-se
distinguir a interação dos fótons com as moléculas (difusão de Rayleigh) e a difusão dos fótons com
os aerossóis em suspensão na atmosfera (difusão de Mie).
Espalhamento de Rayleigh (1871): Descreve a difusão de uma onda eletromagnética plana que
penetra um meio no qual as partículas difusoras estão estatisticamente distribuídas e têm tamanhos
pequenos comparados ao comprimento de onda. A teoria de Rayleigh é adequada para descrever o
espalhamento provocado pelas moléculas de ar pois o raio delas é da ordem de 10 -4 m, sendo
pequeno comparado com o comprimento da onda incidente emitida pelo Sol.
Propriedades principais:
a. Isotrópica em relação à dependência angular;
b. Pode ser calculada conhecendo-se as condições geométricas e a pressão atmosférica;
c. Varia da ordem de  -4 tendo influência preponderante nos comprimentos de onda curtos ( <
550nm).
Figura 9. Espalhamento de Rayleigh
Espalhamento de Mie (1908): Descreve a difusão da radiação de uma onda eletromagnética que
penetra uma meio cujas partículas têm raio da mesma ordem de magnitude que o comprimento de
onda da radiação incidente emitida pelo Sol. Esta teoria é adequada para descrever o espalhamento
provocado pelos aerossóis pois o raio deles estende-se usualmente de 0,1 a 10m, sendo
comparável aos comprimentos de onda da região do espectro solar. Observa-se que o diâmetro
usual dos aerossóis varia de 10-2 a 102 vezes o do comprimento de onda.
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Propriedades principais:
a. Forte redistribuição dos fótons em direção avante que aumenta com os comprimentos de
onda curtos;
b. Depende da concentração e da distribuição do tamanho dos aerossóis sendo variável no
tempo e no espaço;
c. Varia normalmente com  -1,3 (sendo que o expoente é uma função do tamanho dos
aerossóis) e intervém em todo o espectro da radiação solar.
A luz espalhada pelas partículas grandes tem a sua direção apenas levemente alterada fazendo com
que o ar próximo à direção do sol pareça branco. Se a atmosfera estiver poluída, o céu assume uma
aparência leitosa. O espalhamento pelas partículas grandes e médias é responsável pelas névoas. A
intensidade avermelhada do sol aumentará quanto maior for a carga de aerossóis.
Figura 10. Espalhamento de Mie
Figura 11. Transmitância relacionada aos Espalhamentos de Rayleigh e Mie
Os átomos e as moléculas existem em certos estados estacionários com níveis de energia bem
definidos. No caso dos átomos, os níveis de energia estão relacionados com as órbitas e os spins dos
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elétrons, sendo denominados de níveis eletrônicos. Nas moléculas poliatômicas, além da energia
associada a transições eletrônicas, existem, também, os níveis de energia rotacional (energia
associada à rotação da molécula que ocorre nos gases onde as moléculas estão livres para rodar) e
vibracional (energia associada à vibração dos átomos que compõem a molécula, equivalente a
pequenos deslocamentos dos átomos em relação às suas posições de equilíbrio) que correspondem à
dinâmica dos átomos constituintes em relação a cada um dos outros átomos. A distribuição exata
dos níveis de energia depende da estrutura atômica e molecular exata do material. No caso dos
sólidos, a estrutura cristalina também afeta a distribuição dos níveis de energia.
A energia total E de uma molécula pode ser então dividida em quatro modos de energia: E = Erot +
Evib + Eelec + Etrans, sendo que as energias rotacional (Erot), vibracional (Evib) e eletrônica (Eelec) são
quantizadas, ou seja, discretas e nem todas as amplitudes de vibração ou taxas de rotação são
permitidas. Apenas a energia translacional (Etrans) pode assumir qualquer valor.
As quantidades menores de energia (frequências baixas e comprimentos de onda grandes) estão
associadas às transições rotacionais, ou seja, a absorção/emissão rotacional é normalmente
encontrada entre o infravermelho distante e as microondas.
As quantidades intermediárias de energia (frequências e comprimentos de onda médios) estão
associadas às transições vibracionais, ou seja, a absorção/emissão vibracional é normalmente
encontrada entre o infravermelho próximo e o infravermelho distante. São geralmente
acompanhadas pela transição rotacional gerando bandas de vibração-rotação. Excitação vibracional
excessiva leva à dissociação da molécula.
As quantidades maiores de energia (frequências altas e comprimentos de onda pequenos) estão
associadas às transições eletrônicas, ou seja, a absorção/emissão eletrônica é normalmente
encontrada nas regiões espectrais entre os raios gama e a radiação visível. São geralmente
acompanhadas pelas transições rotacional e vibracional. Por isso, as bandas eletrônicas têm uma
estrutura complexa devido à presença das transições rotacional e vibracional. Energia eletrônica
excessiva leva à ionização. Nem todas as transições entre níveis de energia podem produzir emissão
ou absorção. Transições para níveis não quantizados dão origem a bandas contínuas que estão
normalmente no ultravioleta.
Os fótons com pouca energia (comprimentos de onda longa) quando são absorvidos ocasionam a
rotação ou a vibração das moléculas mas não provocam modificação química. Para provocar estas
mudanças, os fótons devem possuir energia suficiente para romper as ligações que unem os átomos.
Fotodissociação é o nome do processo de quebra de uma molécula absorvedora por um fóton. Os
átomos produzidos pela fotodissociação são muito ativos e iniciam seqüências de reações que
promovem a produção de novas espécies.
Interações possíveis entre uma molécula ou átomo e um fóton:
1 molécula + 1 fóton ( < 1cm = 10.000 m)  Excitar a rotação
1 molécula + 1 fóton ( < 20m)
 Excitar a vibração
1 molécula + 1 fóton ( < 1m)
 Fotodissociar (O2 e O3)
1 átomo
+ 1 fóton ( < 1m)
 Excitar a camada exterior
1 átomo
+ 1 fóton ( < 0,1m)
*
 Fotoionizar a camada exterior
1 átomo
+ 1 fóton ( < 0,01m)
 Fotoionizar a camada interior
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*
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eliminar 1 elétron da molécula atmosférica produzindo um íon de carga positiva - N2, O2 e O
Mecanismos de interação onda-matéria no espectro eletromagnético:
Região Espectral
Principais mecanismos de interação
Raios Gama e X
Atômicos
Ultravioleta
Eletrônicos
Visível e IV próximo
Eletrônico e Vibração Molecular
IV médio
Vibracional e Vibra-rotacional
IV termal
Emissão, Vibracional e Rotacional
Microondas
Emissão e Rotacional
8. Interação da Radiação Eletromagnética com a Atmosfera – Aspectos quantitativos
A extinção é a atenuação da radiação causada pela combinação dos processos de espalhamento e
absorção. Os componentes da extinção na atmosfera são as moléculas de ar, as partículas de
aerossol, o vapor d'água, o ozônio e os constituintes menores.
Lei da extinção
Figura 12. Espessua Ótica da Atmosfera

Seja uma onda plana com energia L em um ponto 0 de uma camada de espessura ds que
atenua através de processos de absorção e espalhamento (extinção) uma certa quantidade
dL ;
21
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








Tema 6
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Sob as condições encontradas na atmosfera, a atenuação é proporcional à energia inicial L ,
à espessura da camada de atenuação ds, à densidade  da substância e às propriedades
condutivas desta substância descritas pelo fator de proporcionalidade  ;
Matematicamente, tem-se que dL = -  .  . L . ds, que corresponde à forma diferencial
da Lei de Beer-Bouguer-Lambert (o nome depende de como os fatores da equação são
combinados);
No caso de um caminho finito s tem-se que {integral de dL / L que vai de Lo até L } = { integral de  .. ds que vai de 0 até s}. Logo, L = L0 . exp ( - .  . s );
O termo L / L0 = exp ( - .  . s ) representa a fração da radiação incidente L0 que não é
extinta (espalhada ou absorvida) ao atravessar a camada de espessura s, correspondendo à
transmitância T da camada;
A dimensão de  é [massa / volume] enquanto que a de s é comprimento;
Para que  .  . s seja adimensional, o coeficiente de extinção mássica  tem que ter
dimensão [volume / (massa . comprimento) ], sendo que as unidades são cm3 / (g.cm) = cm2
/ g;
O produto  .  é chamado de densidade ótica ou coeficiente de extinção  , tendo unidade
de 1/[ comprimento ], ou seja, cm-1;
O expoente  .  . s é a espessura ótica  da camada de comprimento s;
A relação entre a transmitância e a espessura ótica (T = exp - ) afirma que quando  se
aproxima de zero, T tende a 1. Isto corresponde a uma camada oticamente pouco espessa,
que não oferece muita resistência à propagação da radiação em seu meio. No caso contrário,
quanto maior for o valor da espessura ótica, menor será o valor da transmitância e a camada
será oticamente bastante espessa. Em termos práticos, uma unidade de espessura ótica
corresponde a uma transmitância de aproximadamente 37%.
A espessura ótica total da atmosfera () é igual à soma da espessura ótica de espalhamento (SCA)
com a espessura ótica de absorção (ABS ), ou seja,  = SCA + ABS . A espessura ótica de
espalhamento (SCA ) é igual à soma da espessura ótica de espalhamento devida aos gases
(SCA_GAS ) com a provocada pelos aerossóis (SCA_AER ). A espessura ótica de absorção (ABS ) é
igual à soma da espessura ótica de absorção devida aos gases (ABS_GAS ) com a provocada pelos
aerossóis (ABS_AER ).
A espessura ótica dos aerossóis varia de 0,05 para atmosferas muito claras até 4 para atmosferas
muito turvas.
A fração de absorção ( ) é igual à razão entre a espessura ótica devida à absorção e a espessura
ótica total. A fração de espalhamento ( ) é o complemento da fração de absorção, ou seja, é igual a
(1 -  ), sendo também chamada de albedo de espalhamento simples. Uma substância nãoabsorvente tem  = 1 e  = 0.
A atenuação devida ao efeito da absorção é modelada pela introdução de um fator de transmissão
gasosa que depende:



Da faixa espectral;
Do conteúdo integrado verticalmente de atmosfera com gases absorventes;
Dos ângulos zenitais de iluminação e observação.
Aerossóis
Uma atmosfera que contenha aerossóis é chamada de turva. A turbidez atmosférica é a propriedade
de uma atmosfera carregada de aerossóis de interagir com a radiação solar incidente.
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A quantidade de aerossóis presente na atmosfera na direção vertical tem sido representada em
termos do número de partículas por metro cúbico ou peso em microgramas por metro cúbico. Uma
outra forma de representar a quantidade de aerossóis é através dos índices de turbidez.
Fórmula de turbidez de Ångström
Fórmula empírica que relaciona a quantidade e o tamanho dos aerossóis à espessura ótica: AER =
. - ,
onde, AER é o coeficiente de atenuação monocromática dos aerossóis (espessura ótica dos
aerossóis na direção vertical),

 é o comprimento de onda em m,

 é o coeficiente de turbidez de Ångström (varia de 0,0 a 0,5), sendo a espessura ótica dos
aerossóis a  = 1 m,

 é o índice da distribuição do tamanho dos aerossóis médio ( = 1,3  0,5, para a maior
parte das atmosferas naturais), aumentando com a diminuição do tamanho, ou seja,   4 para
espalhamento de Rayleigh, 0 para grandes partículas em relação ao comprimento de onda (como
partículas de nuvens) e 1,3 para o aerossol atmosférico típico.
Determinação experimental:  = ln ( AER 2 / AER 1 ) / ln ( 2 / 1 ) e  = AER /  - .
Vantagens:





Com duas medidas de espessura ótica (AER ) pode-se descrever a dependência espectral de
AER. Os fotômetros solares duais utilizam dois filtros aonde a absorção molecular é
inexistente ou negligenciável, ou seja, geralmente 0,38 e 0,5m;
Método muito preciso;
Produz valores simultâneos de  e  ;
Pode-se determinar  medindo AER para  = 1m;
É possível determinar AER em todos os comprimentos de onda com uma medida de AER,
não importando o comprimento de onda  se  é conhecido.
Outros índices de turbidez: Linke (T) e Volz (B).
Visibilidade
A visibilidade predominante é a maior distância que um observador pode distinguir um contraste
entre um objeto e seu fundo. Ou seja, quão longe é possível ver um objeto em pelo menos metade
do horizonte, não necessariamente em áreas contíguas. É reduzida pela redução do contraste
provocada pelo espalhamento. Baseia-se no fato que o homem distingue objetos pelo contraste em
cor ou brilho com a vizinhança. Pode ser utilizada como aproximação para a fórmula de turbidez de
Ångström de acordo com as seguintes equações:
 = 0,613 . exp ( -vis / 15 ),  = 1 e AER = 0,613 . exp ( -vis / 15 ) . 
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Tema 6
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Método da Curva de Langley
De acordo com a lei da extinção tem-se que: L = L0 . exp ( -m .  ). Aplicando-se o logarítmo
natural dos dois lados desta equação, tem-se que ln L = ln L0 - m . 
onde L0 é a irradiância solar monocromática fora da atmosfera,
L é a irradiância monocromática medida ao nível do solo em um plano perpendicular ao feixe
solar,
 é a espessura ótica atmosférica total no comprimento de onda ,
m é a massa de ar.
Mede-se a irradiância L na superfície para vários ângulos zenitais e plota-se ln L x m.
Para m = 0 tem-se o valor de L0 fora da atmosfera.
A espessura ótica da atmosfera é a declividade da reta de regressão.
Este método pode ser utilizado para obter a constante solar a partir de medidas realizadas em
superfície como alternativa para métodos baseados na utilização de sondas, foguetes, aviões, balões
e satélites. Basta corrigir L0 para a distância entre a Terra e o Sol e integrar este valor corrigido de
L0 para todos os comprimentos de onda .
Problemas em relação à precisão do método:



Suposição que a atenuação atmosférica é constante durante o período de medidas, ou seja,
pelo menos durante metade do dia. Pode-se minimizar este problema fazendo-se as medidas
em locais elevados com atmosfera estável e clara;
O espectro medido é limitado no ultravioleta devido à absorção pelo ozônio até 300 nm e
também no infravermelho devido às bandas de absorção associadas ao vapor d'água. Cerca
de 4% dos comprimentos de onda estão acima de 2.400 nm e 4% estão abaixo de 345 nm.
No caso do ultravioleta, o problema da precisão é contornado utilizando-se observações de
altitude e no infravermelho considera-se que o sol é um corpo negro a 6.000 K;
A calibração e precisão do aparelho utilizado.
A massa de ar ótica utilizada nos cálculos é a taxa entre a espessura ótica inclinada para o ângulo
zenital solar real (S) e a espessura ótica vertical.
A massa de ar absoluta (m) é igual a m = mr . (P/Po) onde P é a pressão atmosférica na estação e
Po é a pressão atmosférica padrão, ou seja, 1.013,25 hPa.
A massa de ar relativa (mr) para qualquer ângulo Sé igual a mr = 1 / ( cos S + 0,15 . ( 93,885 S))-1,253 sendo mr = 1 no caminho vertical da superfície até a atmosfera. Quando o ângulo zenital
solar real S for menor que 75° então a esfericidade da Terra pode ser desprezada e m = 1 / cos S.
- Muitos ruídos que dificultam a exibição de possíveis variações pequenas
- Escala de minutos a horas: variação de centésimos da porcentagem devido a fatores fotosféricos e
também às oscilações da pressão solar
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Conclusão até o momento: Segue o ciclo solar com valores aproximadamente 0,1% menores (1,4
W/m2) durante o período de menor atividade que próximo à máxima atividade.
Figura 13. Componentes da Radiação Solar Total incidente no Alvo
Figura 14. Formação do Sinal do Alvo recebido pelo Satélite
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AS029 - 2014
Tema 6
J.Zullo Jr.
Roteiro de Estudos
1. Defina o que é a atmosfera terrestre, suas propriedades e funções principais. Descreva as
características da constituição da atmosfera. Faça um gráfico destacando as principais camadas
da atmosfera.
2. Defina o que são os aerossóis e quais são suas funções principais. Cite as fontes principais de
aerossóis e os modelos definidos em função da concentração volumétrica dos componentes
básicos. Explique as características principais da concentração dos aerossóis e do tempo de
residência deles na atmosfera.
3. Cite três características que fazem da água um componente importante e diferenciado da
atmosfera. Defina o que é saturação, umidade relativa e água precipitável.
4. Descreva os mecanismos de formação e destruição do Ozônio na atmosfera.
5. Explique os processos de absorção e espalhamento da radiação eletromagnética na atmosfera.
Compare os processos de espalhamento de Rayleigh e Mie ressaltando as condições
responsáveis pela cor azul do céu, pela tonalidade alaranjada do por do Sol e pelo aspecto
leitoso do céu.
6. Explique quais são os efeitos provocados pela atmosfera numa imagem de satélite e a
importância da remoção deles no sensoriamento remoto. Descreva quais são as componentes
que formam o sinal recebido por um satélite e quais são as contribuições à iluminação da
superfície terrestre pelo sol. Destaque as componentes que estariam presentes na ausência
hipotética da atmosfera.
7. Um colega seu completamente leigo em sensoriamento remoto observa, enquanto você estava
estudando, que as bandas espectrais dos satélites de recursos naturais estão em faixas muito
próximas do espectro eletromagnético umas das outras. Explique, baseado apenas na atmosfera,
o motivo deste fato.
8. O que são “janelas atmosféricas” e qual a importância delas para o sensoriamento remoto de
recursos naturais?
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