PARAMETRIZAÇÃO DA EMISSÃO TERMORADIATIVA … · detalhada das observações do fluxo radiativo de onda longa termal (04 a 50?m) em todo o percurso apresenta padrões similares

GEOUSP - Espaço e Tempo, São Paulo, Nº 19, pp. 179 - 198, 2006

PARAMETRIZAÇÃO DA EMISSÃO TERMORADIATIVAAPLICADA À ANÁLISE DO CONFORTO URBANO

Antonio Jaschke Machado*&

Tarik Rezende de Azevedo**

*Pós-graduando em Geografia Física pelo Departamento de Geografia da FFLCH da Universidade de São Paulo. E-mail:[email protected]** Professor Doutor do Departamento de Geografia da FFLCH da Universidade de São Paulo. E-mail: [email protected]

RESUMO:O experimento teve lugar em um percurso no interior do Campus CUASO (Cidade UniversitáriaArmando Salles de Oliveira) da Universidade de São Paulo, no início da tarde do equinócio daPrimavera de 2003, sob uma situação de céu claro típica do fim da estação sêca. A análisedetalhada das observações do fluxo radiativo de onda longa termal (04 a 50 ? m) em todo opercurso apresenta padrões similares ao setor analisado em Machado e Azevedo (2005), conformea cobertura do solo. Um índice de conforto externo ASV (NIKOLOPOULOU et al., 2002) modificado,que inclui alguns dos efeitos do fluxo de radiação de onda longa que podem ser sentidos porum pedestre, é sugerido. O novo índice parece representar de forma mais realista a sensaçãotérmica em uma área heterogeneamente urbanizada. É aplicada uma parametrização (PRATA,1996) do fluxo radiativo de onda longa recebido da atmosfera, sob uma situação de céu claro.O resultado é influenciado pelo padrão de ocupação do solo dominante no local onde osparâmetros meteorológicos são coletados, mas pode constituir-se em uma ferramentainteressante para implementação em índices de conforto ambiental.PALAVRAS-CHAVE:Conforto Urbano, Observações Móveis, Sensoriamento Remoto, Radiação Térmica,Parametrização.ABSTRACT:The experiment was performed in São Paulo, Brazil (UTM coordinates, lat 7.39 106 S, lon 3.24106 W, fuse 23°, SAD69), with a mobile transect inner the Campus of the University of São Paulo.It occurred at the beginning of the afternoon on the spring equinotium, under clear sky conditionstypical of the end dry season in the region. The detailed analysis of the incoming long wave(thermal spectral range from 04 to 50 ? m) radiative flux observations at the transect presentsdistinct patterns related to the soil coverage. A modified comfort index, based on ASV(NIKOLOPOULOU et al., 2002), is suggested, including some long wave flux effects that can besensed by a pedestrian. The new index represents in a more realistic way the thermal sensationin a heterogeneous urban area. Finally, it is applied the Prata (1996) parameterization of thelong wave radiative flux received from the atmosphere. The result concerns with the observationsin magnitude. Despite of the procedure to be influenced by the soil coverage patterns wherethe meteorological parameters are observed, it can be useful in the implementation of newenvironmental comfort indexes.KEY WORDS:Urban Comfort, Mobile Transects, Remote Sensing, Thermal Radiation, Parameterization.

180 - GEOUSP - Espaço e Tempo, São Paulo, Nº 19, 2006 MACHADO, A. J. & AZEVEDO, T. R.

I - Introdução

A radiação eletromagnética, da faixa doinfravermelho termal (comprimento de ondaaproximadamente entre 4,0 e 50,0 ? m) emitidatanto pela atmosfera como pelas diversassuperfícies, é um importante termo do balançode energia em áreas urbanas e pode constituir-se em um bom indicador do grau de urbanizaçãoexperimentado por uma determinada região.Isto decorre do fato de a atmosfera, bem comoas diversas superfícies urbanas, seremcompostas por uma grande variedade deconstituintes e materiais, que acarretam umamaior variabilidade espacial da temperatura,possivelmente melhor avaliada se consideradoo grau de emissão térmica dos diferenteselementos da paisagem. Aliado a estaperspectiva, há o fato de não haver ainda naRMSP (Região Metropolitana de São Paulo) umarede radiométrica que possibilite a análiseadequada de tal elemento, sobretudo devidoaos elevados custos dos equipamentosnecessários a tais mensurações. Surge, assim,a necessidade de desenvolvimento de novastécnicas e procedimentos metodológicos queviabilizem estas análises.

A atmosfera da cidade de São Paulo(situada a 23033' S e 46043' O, aproximadamentea 770 m acima do nível do mar), assim como aatmosfera de outros grandes centros urbanos,caracteriza-se, fundamentalmente, por umenorme acúmulo de constituintes variáveis,além dos gases permanentes, na sua porçãoinferior próxima à superfície, onde se desenvolvea camada limite. Essa particularidade da camadalimite atmosférica urbana implica em umacaracterização específica do clima para oambiente urbano. A camada limite urbana é umaporção da atmosfera situada acima de uma áreaurbana, e cujas características climáticas sãomodificadas pela presença de uma cidade nasuperfície (OKE, 1978). As unidades climáticasurbanas, da cidade de São Paulo, segundo Tarifae Armani (2001) são: unidade climática urbanacentral, unidade climática urbana da periferia,unidade climática do urbano fragmentado eunidade climática não-urbana.

Sob o ponto de vista da radiação solar,de onda curta, Oliveira et al. (2002 a)apresentam uma estimativa local da radiaçãosolar global, cerca de 16 % inferior a uma outraestimativa, de escala regional, obtida atravésde sensoriamento remoto. Essa variação, naquantidade de energia solar que atinge asuperfície, em diferentes escalas, pode ser frutoda própria natureza urbana da atmosfera localque se manifesta através das observaçõespontuais do fenômeno. Com relação à radiaçãotérmica de ondas longas o mesmo também podeser verificado. Voogt e Oke (1997) estimam atemperatura radiativa da superfície em áreasurbanas através de observações no solo eaéreas, com pirgeômetros, considerando a áreatotal da superfície que está emitindo radiaçãotérmica. Notam, por estas observações, que asestimativas que consideram a superfíciecompleta geralmente diferem de estimativas porsensores remotos (como satélites, porexemplo), por levarem em consideração medidasem diferentes direções, que não apenas adireção do nadir 1 . Aliás, a determinação datemperatura radiativa das superfícies, que estãoemitindo, pode ser útil também na obtenção dadifusão de calor sensível, da emissividade e daadmitância térmica da superfície observada.

II - Caracterização do Espaço Urbano

O ambiente natural caracteriza-se por umestado estacionário, onde há equilíbrio entre aquantidade de energia fornecida e a paisagemresultante. Com a inserção do fator humano,surge um novo agente geomorfológico querompe com este estado (NIR, 1983). Estedesequilíbrio gerado pelo homem resulta naaceleração dos processos erosivos e na criaçãodo ambiente urbano, sobrejacente à superfícienatural. Os processos geomorfológicosantrópicos acabam por interferir na evolução domeio físico de maneira dramática para aspopulações urbanas. As aglomerações urbanasacabaram se transformando em enormesorganismos que drenam o mundo para seusustento (ROGERS e GUMUCHDJIAN, 2001),

Parametrização da emissão termoradiativa aplicada à análise do conforto urbano, pp. 179 - 198 181

sendo que a dramaticidade brutal do processopoderia ser atenuada caso o tradicional modelode metabolismo linear (fontes de energiaorgânicas e nucleares, associadas à ausênciade reciclagem de lixo) das cidades fossesubstituído por um modelo de metabolismocircular (fontes de energia renováveis ereciclagem de lixo e resíduos).

A RMSP, um dos importantesaglomerados urbanos da América Latina, ficalocalizada no domínio morfoclimático efitogeográfico denominado Mares de Morros.Este domínio é caracterizado originalmente porregiões serranas, tropicais úmidas e florestadas(AB´SABER, 1967). Abrange uma área de cercade 3.000km² e, segundo a classificação escalarapresentada por Fairbridge (1968), apresentauma área de análise correspondente amagnitudes entre 4ª e 5ª ordem, nas quaisdestacam-se, como base de estudosgeomorfológicos, as unidades estruturais decaráter regional restrito, a individualidadetectônica e o relevo simples.

Segundo Kretzschmar (1994), na RMSP95 % da eletricidade é gerada por usinashidroelétricas, e as principais fontes de emissãode gases e partículas, para a atmosfera, deorigem antrópica, são devidas às indústrias eao tráfego de veículos. Eventos de poluição doar, tais como altas concentrações de materialparticulado, podem causar reduções de 10 a 12% dos valores horários e diários da radiaçãosolar global na superfície (OLIVEIRA et al.,2002a).

O menor aquecimento da superfícieurbana, devido à redução da incidência deradiação solar, está, no entanto associado a umoutro efeito compensatório. Oke (1981) verificouum atraso no resfriamento, presumivelmentedevido à diminuição da radiação líquida de ondalonga (emissão térmica) na superfície do canyon,causada pela obstrução horizontal. Conforme aproporção A/L (altura/largura) do canyonaumenta, uma grande parte do céu frio (céuclaro) é substituída por edificações, com paredesaquecidas em relação ao ar. Isto representa umimportante efeito da geometria urbana no

ambiente.

A análise do comportamento térmico eenergético em áreas urbanas depende doselementos superficiais que estão sendoinvestigados, conforme o tipo de experimentoidealizado. Voogt e Oke (1997) definem seiscategorias de superfície: completa (todas assuperfícies são avaliadas), nível do solo (solo,ruas, calçamentos, vegetação e pisos), nível dascoberturas (topos das edificações), visão “olhode pássaro” (os topos das edificações, ruas etopo da vegetação são avaliados), nível dopedestre (superfície aérea, distante cerca de1,5 m acima do solo), deslocamento do planozero (paralela ao nível do solo).

Grimmond e Oke (1995) expressam osfluxos de energia através do balanço em umvolume, adjacente à superfície, tendo comoresíduo a variação da quantidade de calorarmazenada neste volume (DQS):

? QS = K* + L* - QH - QE + QF - ? QA(1).

QH e QE são o calor sensível e latenteturbulentos, K* e L* são o saldo de radiaçãosolar e térmica, ? QA é a variação do caloradvectado e QF representa o calor liberado porfontes antropogênicas. Em áreas urbanas,devido à grande heterogeneidade dassuperfícies, os termos do balanço (B) podem serdiscretizados através de uma área relativa (Huet al., 1999):

BD = ??

?

1N

1iai Bi (2).

O índice i representa a tipologia de Ncoberturas distintas do solo, em uma área ai dodomínio (D).

Em relação ao transporte de calor poradvecção do fluxo médio que atravessa oscanyons urbanos, Nunez e Oke (1977) avaliamo impacto dos fluxos de ar, paralelos às paredesdo canyon , ou então cruzando o canyon . Aprimeira situação apresenta fluxos maiores de


calor para intensidades maiores do vento (fluxode energia de 50 Wm-2 para ventos de 1 ms-1, e170 Wm-2 para ventos de 2 ms-1). No entanto, asegunda condição, com o vento cruzando ocanyon, e induzindo um vórtice vertical no interiordeste, foi difícil de ser avaliadaquantitativamente. Devido talvez à mistura daspropriedades do ar, gerada pelo vórtice, e a nãosuficiente resolução espacial da distribuição dosinstrumentos.

Com relação à ventilação, o ambienteinterior aos canyons tende a apresentaratenuação das circulações atmosféricas, tantopara brisas intra-urbanas que dependem de umambiente termodinamicamente estável(THORSSON e ELIASSON, 2003 parametrizam aestabilidade atmosférica através do númeroadimensional de Richardson), como tambémpara os fluxos de escala superior acima dascoberturas. Para uma proporção A/L próxima a1, Nakamura e Oke (1988) observam umaredução da ordem de 2/3 com relação ao fluxode ar acima do canyon. Na escala de um canyon,as circulações atmosféricas geradas em seuinterior, a partir de um fluxo acima dascoberturas, podem estar em oposição devido àocorrência de vórtices que tendem a ser maisbem definidos tanto quanto o eixo do fluxoexterno for ortogonal ao canyon.

Machado e Silva Dias (1997) analisam ascirculações de ar na RMSP, porém em uma escalamaior, a escala regional. Padrões distintos deverão, capazes de originar nevoeiros(MACHADO, 1993), especialmente nos fundos devales, são analisados em uma resolução espacialde 4 km. Um modelo numérico é aplicado emassociação a observações realizadas em campo.

A caracterização do espaço urbano écomplementada por uma análise, inicialmentequalitativa, do conforto ambiental. Foramselecionados dois locais, na RMSP, pararealização desta análise.

O local considerado desconfortável estálocalizado na Av. Mercúrio (Fig.1a e Fig.1b).Trata-se de uma área localizada no centro dacidade de São Paulo, entre a rua da Cantareira

e a Av. do Estado, sobre uma região tambémconhecida como Várzea do Carmo. As imagensobtidas (Figs. 1a e 1b) correspondem às 11.00h do dia 14 de Agosto de 2005 (Sábado). O localconsiderado confortável localiza-se no Parqueda Água Branca, Zona Oeste da cidade de SãoPaulo. Fica sobre a porção inferior da vertentesul da Várzea da Barra Funda, ao lado do bairrode Perdizes, onde há atualmente intensoprocesso de verticalização. As imagens (Figs. 1ce 1d) correspondem às 11.00 h do dia 15 deAgosto de 2005 (Domingo).

Analisando-se subjetivamente aslocalidades escolhidas e desconsiderando-se osaspectos de caráter psico-adaptativos, pode-se estabelecer algumas relações de ordemfísica. A localidade desconfortável (mínimoconforto) caracteriza-se por intensa ocupaçãodo solo, prevalecendo a quase totalimpermeabilização. A atmosfera é poluída porgases e material particulado emitido dosveículos, e a sensação de ruído é elevada.

Com relação ao conforto termodinâmico,destacam-se dois setores. O setorintensamente verticalizado, onde prevalecemcanyons tipicamente urbanos, com extensasáreas sombreadas (mesmo ângulo zenital solarpequeno) e propícios à canalização dos ventos,acarretando uma predominante sensação defrio. Por outro lado a área comercial, comedificações baixas (02 a 03 pavimentos). O fatorde visão do céu é mais amplo, propiciando maiorincidência de raios solares (inclusive com ângulozenital solar elevado). No entanto, o intensoaquecimento solar, favorecido pela elevadaadmitância térmica dos materiais queconstituem as superfícies, e também pelo efeitoestufa, acarreta uma constante sensação decalor.

A localidade confortável (máximoconforto) caracteriza-se por um predomínio dosolo aparente, gramado ou não, e sombreadopor copas de grandes árvores. Estas árvoresatenuam a incidência de radiação solar e aomesmo tempo contribuem com uma proporçãomaior para a taxa de emissão térmica,


funcionando simultaneamente como atenuadore contribuinte ao aquecimento, de tal forma quehaja uma compensação por perda ou ganho decalor radiativo. Além disso funcionam comoanteparos para ruídos excessivos e ventos maisfortes, resguardando as áreas internas de suaação; também podendo funcionar como “filtros”de material particulado e gases poluentes dasredondezas, elevando a qualidade do ar nointerior do parque.

Em relação ao aspecto térmico de umparque arborizado deve-se destacar o efeito“termostato” característico da vegetação, quepode conservar a temperatura das folhagensquase constante, em situação de aquecimento doar superior a 30°C, aproximadamente.

Os espelhos d’água (não poluídos) sãoimportantes reguladores de uma sensação

térmica moderada, em oposição a situaçõesextremas. São justamente as áreas menossombreadas, implicando em maiores taxas deevaporação. O calor latente transferido para aatmosfera também contribui para que as áreassombreadas do parque não estejam tão frias. Aomesmo tempo em que há um favorecimento aoaquecimento mais lento da superfície.

As características termodinâmicas nointerior de um canyon urbano podem apresentarconseqüências diretas ao estado de conforto dospedestres. Destaca-se a importância daorientação do canyon em relação aos ventospredominantes na região e à incidência dos raiossolares, além da estabilidade do ar que podecontribuir com a dissipação de poluentes. Umasituação de instabilidade pode facilitar adispersão de poluentes.

a b

c d

Figura 1 – Paisagens características de um setor comercial (a e b) e de um parque urbano(c e d), considerado ambientalmente desconfortável e confortável, respectivamente.


III - Investigação Remota do Clima sobre aSuperfície Urbana

Voogt e Oke (2003) apresentam umarevisão sobre como evoluíram, durante osúltimos 20 anos, os métodos de investigaçãodos climas urbanos através da utilização desensores remotos termais, destacando-se autilização de dados provenientes de satélites,já na segunda metade da década de 80, como propósito de investigação de ilhas urbanasde calor. Roth et al. (1989) levantam quatroquestões fundamentais sobre o significadodas informações obtidas remotamente porsatélite, tendo em vista principalmente acomplexidade da geometria das formasurbanas e o posicionamento do sensor emrelação a esta superfície:

a. Quais são as caracter íst icas dasuperfície urbana vistas pelos sensorestérmicos remotos?

b. Qual é a relação entre a temperaturaradiométr ica superf ic ia l observadaremotamente e a temperatura verdadeira dainterface urbana – atmosférica?

c. Como a ilha superficial urbana de calorpode estar relacionada à ilha atmosférica decalor?

d. Como o sensoriamento térmico dassuperfícies urbanas pode contribuir para omodelamento climático?

Ross e Oke (1988) analisam outraferramenta emergente naquela mesmaocasião, os modelos numéricos (baseados nobalanço de energia), cuja demasiadasimplif icação de soluções deve-se,basicamente, a três fatores l imitadores:inicial ização inadeqüada de algunsparâmetros, tais como: albedo superficial,comprimento de rugosidade e propriedadestérmicas sub-superficiais; grande dificuldadeem definir-se a superfície em uma área urbana;dificuldade em prognosticar-se os fluxossuperficiais de calor em situações em que aevaporação não pode ser desprezada. Aindahoje, o ponto mais fraco dos modelos

numéricos de investigação do clima urbanocontinua sendo a solução do processo deevapotranspiração, que é o termo maisinfluente para a correta compreensão doparticionamento da energia em uma superfícieurbana. Apesar de prognosticaremrazoavelmente bem o saldo radiativo, deixama desejar em relação aos demais fluxos decalor devido à falta de uma representaçãoapropriada da umidade superficial. Além disso,a variabilidade da temperatura do ar adjacenteà superfície é um importante fator para umprognóst ico sat isfatór io da temperaturasuperficial.

Com o objetivo principal de esclareceras questões sobre os métodos deinvestigação do cl ima urbano através desensores remotos, Voogt e Oke (1997, 1998a, 1998 b), fazendo uso de diferentesmétodos, realizam uma série de experimentosde campo sob diversos tipos de ocupação desolo, trazendo à tona a visão mais realística ecompleta possível sobre o que é a geometriaurbana (admitidas algumas simplificações) equais as faces desta superf íc ie que sãoefetivamente enxergadas pelo sensor remoto.Neste contexto, lançam mão de uma série deradiômetros e equipamentos com sensorinfravermelho, que, acoplados a aeronaves oumesmo a automóveis sobre as vias da áreaurbana, fornecem um panorama do grau deprecisão da temperatura superficial (vias,paredes e coberturas) obtida via satélite paraa tipologia de superfícies definida a seguir.

Define-se a área completa (Ac) de umasuperf íc ie urbana como a soma da áreaexposta do solo (Ao), da área das edificações(Aed) e da área da vegetação (Av):

Ac = Ao + Aed + Av (3).

Considera-se área do solo como sendoa área plana total (Ap), subtraídas as parcelascorrespondentes às coberturas dos edifícios(Aped) e à copa das árvores (Acopa):

Ao = Ap – ( Aped + Acopa )


(4).

A área dos edif íc ios possui outracomponente além de sua área plana(cobertura), que trata da área lateral (Aled)correspondente às paredes, tornando-se:

Aed = Aped + Aled (5).

A área das coberturas é calculada paraos N padrões de fachadas de edif íc iosobservados (x a largura e y a profundidade),aplicando-se o teorema de Stokes:

Aped= ½ ??

?

1N

1i( xi yi+1 – yi xi+1) + xN y1 –

x1 yN (6).

Para o cálculo da área lateral substitui-se x por z e y por z, sucessivamente, onde zrepresenta a altura da edificação.

A área da vegetação corresponde auma fração da área da copa das árvores:

Av = (Fgap)-1 Acopa (7),

definida por um fator (Fgap) que equivale aoinverso da densidade foliar. Esta densidadepossui variabilidade sazonal e é definida paracada espécie vegetal.

A partir do momento em que se conhecea fração (área) com que cada superfície distintacontribui para a superfície urbana completa,pode-se efetuar a correção do fluxo radiativode onda longa observado (R), relativamenteao fluxo real (L) com que a superfície emite,levando-se em conta a emissividade ( ? )desta superfície:

L = (1 / ?) R (8).

Onde, R é produto das diversascontribuições inerentes a um determinado alvo(paredes – led, céu - a, piso - p), observadopor um certo fator de visão ( ? ), em umasituação com edifícios adjacentes (índices 1 e2):

R = Rled2 – (1-? led2)(Rled1? lled1,,led2 + La? a,,led2 +?pLp? p,,led2)

(9).

No entanto, vale ressaltar que todosos métodos remotos podem ser aferidos demaneira direta. Sobretudo acoplando-setermopares, no caso de investigação térmica,diretamente sobre a superfície, que é alvo dosensor remoto. Porém, devido a implicaçõeslogíst icas para a real ização de taisexperimentos, são concebidas alternativasescalares (VOOGT e OKE, 1991; SPRONKEN-SMITH e OKE, 1999), que permitem omodelamento f ís ico da estrutura térmicaaproximada, da superf íc ie de canyons eparques urbanos.

Baseados em sua própria experiênciae nos inúmeros resultados alcançados poroutros pesquisadores, sobretudo durante adécada de 90, Voogt e Oke (2003) propõema seguir possíveis respostas para as quatroquestões levantadas por Roth et al. (1989).

Em escalas menores a descrição deáreas urbanas tem se desenvolvido devidoà uti l ização de modelos SIG. Em escalasmaiores, conjuntos de dados (coberturadeta lhada do so lo), obt idos a part i r deobservações de campo ou a par t i r desensoriamento remoto têm contribuído parauma melhor compreensão da superf íc ieurbana em relação aos balanços de energia.No entanto, estes dados não têm s idorelacionados aos parâmetros estruturaisque poderiam ser uti l izados para melhordefinir a superfície urbana em modelos devisão do sensor.

A est imat iva de temperaturassuperficiais, através de sensores remotos,está sujeita, basicamente, a dois efeitos,atmosférico e característica superficial, quetendem em geral a subestimar os valoresreais.

Os efei tos atmosfér icos devem-sesobretudo, à absorção e à emissão de Lpelas diversas camadas de ar. Atualmente


já existem soluções bem estabelecidas paraeste efeito, possíveis graças à inserção deper f i s h idro- térmicos da atmosfera emmodelos numéricos (LOWTRAN, MIDTRAN ouHIGHTRAN), que resolvem o balanço de Latravés dessas camadas. Todavia, deve-seressa l tar a impor tânc ia de um melhorconhecimento das distribuições espaciais datransmissividade atmosférica sobre as áreasurbanas, tendo em vista que variações naquantidade de radiação solar transmitidaimpl i carão em d is t in tas taxas deaquec imento da super f í c ie , e ,conseqüentemente, em uma distr ibuiçãoespacia l mais complexa da temperaturasuperficial.

Com relação à emissividade superficiala natureza tr i -d imensional complexa dasuperfície urbana implica em dois aspectoscomplicadores. Primeiramente, o surgimentode complexos padrões microesca lares ,influenciados pelas diversas propriedadestérmicas e orientações geográficas das facesque compõem a superfície urbana. E emsegundo lugar, o fato de os sensoresutilizarem fatores de visão muito estreitosem suas medições, acarretando uma visãoenviesada da área observada. Este últimoaspecto impl i ca em uma s i tuação deanisotropia efet iva da radiação de ondalonga emitida pela superfície (L ? ).

Ainda não foi possível encontrar umarelação direta simples entre ilha superficialde ca lor e i lha atmosfér ica de ca lor. Oprincipal problema reside no fato de que asáreas fonte, sobretudo para os f luxosturbulentos de calor, são distintas em cadauma das situações analisadas (superfície eatmosfera). Todavia, deve-se notar que épossível a obtenção de correlações maissatisfatórias entre temperatura do ar e dasuperf íc ie (anál ise em escalas menores)principalmente à noite, quando em geral háconsiderável enfraquecimento da advecção

turbu lenta de microesca la . Pesosestat í s t i cos têm s ido cons iderados emre lação às super f í c ies não v is tas pe losensor, reduzindo-se, assim, em algunscasos, a d i ferença est imada entre astemperaturas da superfície e do ar. Ou seja,com relação a estes aspectos, é primordialo desenvolvimento de estudos combinadosvisando-se a utilização tanto de modelos daatmosfera como também da superfície.

Para melhor conceituação do climaurbano, a partir de observações remotas,pers is te a d i f i cu ldade em re lação aomodelamento da superfície rugosa urbana.Os maiores progressos foram obtidos emmodelagem de fluxos de calor sensível emrelação a superfícies vegetadas. Devido àan isot rop ia inerente das super f í c iesurbanas, torna-se muito difícil determinaruma relação entre a temperatura radiativa(obt ida at ravés das propr iedadesradiativas) e a temperatura aerodinâmica(obt ida at ravés das propr iedadestermodinâmicas). Métodos que relacionamtemperatura e índices de vegetação (NDVI)também têm s ido ap l i cados parainvest igação de a l terações super f i c ia i ssobre áreas urbanizadas, tal como o métododenominado triangular, que combina, de umasó vez, os modelos de t ransferênc iaatmosférica, de vegetação e de solo (SVAT).

As árvores são componentesimportantes da camada urbana. Elas sãoresponsáveis por importantes efeitos detroca de energia em todas as escalas dacidade, especialmente na pequena escalaque compreende o canyon urbano (Fig. 2).No entanto, a compreensão destes efeitose sua aplicação diminuem conforme a escalaaumenta, desde o canyon viário, para oparque, para a ocupação do solo, até seatingir a cidade como um domínio total.


Figura 2 – Esquema vetorial simplificado do balanço diurno de energia (La – emissão atmosférica,Lv – emissão da vegetação, Led – emissão dos edifícios) em um canyon urbano arborizado,considerando-se uma situação com ganho (a) e outra com perda (b) de energia (adaptado de OKE,1989).

IV - Instrumentos e Métodos

O desenvolvimento e implementação deequipamentos e instrumental para mensuraçãodas condições climáticas e ambientais, comominirregistradores (AZEVEDO e TARIFA, 2002),é sempre interessante pois pode criaralternativas de mais baixo custo e de mais fácilaplicação, inclusive em aferições no meio urbano.

Para a determinação das condições deconforto urbano tem-se utilizadoparametrizações das variáveis ambientais, emfunção da opinião pessoal coletada a partir deuma amostra; como também modelos numéricosde conforto baseados na geometria do corpohumano (YANAGIHARA, 2005), cuja utilização éútil em situações onde a exposição ao calor, ouao frio, não é homogênea.

Neste trabalho utilizou-se umpirgeômetro acoplado sobre um veículo (Fig.3)para obtenção da distribuição do fluxo radiativode onda longa recebida (L ? ) através de um

percurso urbano arborizado (Fig. 4). Utilizou-seum pirgeômetro Eppley, modelo PIR, e umveículo Ford, modelo KA. O conjunto deequipamentos utilizados inclui também umcomputador portátil, um datalogger Campbellmodelo 21X e uma bateria de 12 V. O arranjoexperimental está ilustrado em Machado eAzevedo (2004).

A emissão real das superfícies éaproximada à emissão térmica aparenteobservada (L ? R). Considerando-se comorelativamente pequena a distância entre osensor e o alvo (apenas alguns metros),desprezou-se a correção atmosférica. Alémdisso, os valores elevados de emissividade,mencionados na literatura, para copas deárvores e vegetação em geral, assume-se umcomportamento próximo a de um corpo negropara estes alvos. O procedimento de calibraçãodo sensor utilizado é descrito em Oliveira et al.(2002 b).

O método baseia-se nos trabalhos de


Voogt e Oke (1998 b; 1997) e Sakamoto (2001),consistindo na escolha de trajetórias no interiorda CUASO (Cidade Universitária Armando Sallesde Oliveira) – Campus da Universidade de SãoPaulo (zona Oeste da RMSP), analisadas quantoà tipologia de ocupação do solo.

Foi idealizado um percurso, composto detransectos, conforme Sakamoto (2001), atravésdos quais a densidade do fluxo de L ? éobservada. A hipótese investigada parte dapremissa de que a influência sobre o confortohumano em áreas urbanas é de menor impactodevido à variação da temperatura do ar, masde grande relevância ao se considerar o campoespacial de L? .

Dentre as dificuldades encontradasdestaca-se o nivelamento do sensor ao planohorizontal devido tanto ao movimento dasuspensão do veículo ao percorrer a trajetóriacomo pela própria configuração altimétrica doterreno. No entanto, estas dificuldades parecemnão influenciar drasticamente as medições deradiação térmica, assumindo-se a hipótese deas superfícies das copas das árvores (que,juntamente com a atmosfera, constituem osprincipais alvos na direção normal ao sensor -La e L v) comportam-se como superfíciesLambertianas para os comprimentos de ondada faixa termal.

Figura 3 – Arranjo experimental com automóvele pirgeômetro acoplado sobre sua cobertura.

Os dados foram coletados com umafreqüência amostragem de 10 Hz, enquanto oarmazenamento ocorreu a uma freqüência de0,5Hz, obtendo-se assim um valor médio a cada2 segundos sobre um conjunto de 20 valoresamostrados. Este intervalo correspondejustamente à inércia instrumental do sensor.Optou-se por uma freqüência de amostragem20 vezes superior, tentando-se investigarpossíveis flutuações de alta freqüência causadaspor campos eletromagnéticos gerados portorres de telecomunicação. Somente dessaforma o valor médio pode ser consideradoconfiável.

A velocidade de deslocamento do veículooscilou em torno de 40 kmh -1. Na literaturaencontram-se velocidades máximas em tornode 60 kmh -1 para veículos equipados paraexperimentos similares. Há indícios de quevelocidades superiores a 70kmh -1 podemcontribuir a um efeito oposto ao resfriamento,com o atrito do ar sobre os sensoresacarretando aquecimento.

O experimento ocorreu no início doperíodo vespertino de 23 de setembro de 2003(equinócio da Primavera) sob condições detempo estável, com céu praticamente claro, comocorrência de cirrus esparsos emaproximadamente ¼ da abóboda celeste. Ascondições foram típicas do fim da estação secana região.

Os dados foram geo-referenciados apartir da interpolação temporal dascoordenadas geográficas em um conjunto delocalizações amostradas. O georeferenciamento foi realizado com a utilizaçãode um GPS (Geographic Position System) manualda GARMIN.

O cálculo final de L ? , para a faixaespectral de comprimento de onda situadaentre 04 e 50 ? m, leva em conta o procedimentosugerido pelo fabricante (Eppley Lab Inc.), sendoque não é aplicada a correção indicada por Fairallet alii (1998), que leva em consideração oaquecimento do corpo do aparelho e da cúpula


do sensor pela incidência de radiação solar.Todavia, espera-se que esta correção sejamínima em experimentos como este,considerando-se o resfriamento induzido àcúpula e ao corpo do aparelho devido aodeslocamento de ar pelo movimento do veículo,bem como a curta exposição aos raios solares,já que o trajeto total foi percorrido emaproximadamente 4 minutos. Considerando-seas propriedades térmicas dos materiais queconstituem o corpo do aparelho e da cúpula dosensor (cobre e silício) as suas dimensões, umcomportamento radiativo similar a de um corponegro e o fluxo de energia radiativa (onda curta)incidente sobre ele durante o período (~ 4 min)em que durou o percurso, obtém-se umaquecimento médio em torno de 1°C acima doequilíbrio térmico inicial com o ar, para umasituação extrema, com céu claro durante todo opercurso e não levando em conta osombreamento eventual pela copa das árvores.Se forem consideradas ainda as propriedadesfísicas do ar seco (situação com poucaumidade), pode-se calcular o fluxo necessáriopara compensar o aquecimento do aparelho.Nas condições deste experimento estima-seum fluxo mínimo necessário de 2,7 km h-1.

A localização do percurso seguido foiorientada pela ocupação do solo, e foi escolhidoo perímetro em torno da FFLCH (Faculdade deFilosofia, Letras e Ciências Humanas), com umaextensão total aproximada de 2,5 km e declividadevariável e suave. Este trajeto escolhido estácaracterizado na Figura 4, tanto em relação àcobertura do solo (Fig.4a) como em relação aobalanço da radiação recebida pela superfície (Figs.4b e 4c): K? + L? . A atmosfera e os elementosque compõem a ocupação do solo (edificações evegetação) emitem uma parcela de radiação deonda curta (K), além de L que está sendo medido(Figs. 4b e 4c). Parte da radiação solar que incidena atmosfera (Ki) é absorvida (Ka), sendo que orestante pode ser transmitido na mesma direção(Kt) ou então espalhado (Ke) em outras direções,também contribuindo para o aquecimento dassuperfícies. Neste modelo sugerido, a quantidadeL? total que atinge a superfície é composta poruma parcela emitida pela atmosfera (La), umasegunda parcela emitida pelas edificações (Led) euma terceira emitida pela copa das árvores (Lcopa).O terceiro termo é aproximado à emissão davegetação, Lv @ Lcopa, incluindo-se a emissão detroncos e galhos na mesma componente temática.

Figura 4 - Caracterizaçãoda cobertura do solo parao percorrido (a) e dobalanço radiativo incidentena superfície, inicialmenteem um trecho nãovegetado (b) eposteriormente em umtrecho arborizado (c).


V – Resultados

O propósito dos experimentos realizadosno perímetro (Fig. 5) em que se situa aFaculdade de Filosofia, Letras e CiênciasHumanas (FFLCH) da Universidade de São Paulo(USP), no Campus da Cidade UniversitáriaArmando Salles de Oliveira (CUASO), localizadano bairro do Butantã da cidade de São Paulo, éidentificar padrões de emissão associados aelementos previamente conhecidos quecompõem a ocupação do solo neste perímetro.Elementos como tipo de vegetação, coberturado solo e intensidade do tráfego de veículospodem atuar interferindo na magnitude de L?observada. Verificam-se, em uma primeiraanálise, valores mínimos de emissão térmica daatmosfera (em torno de 320 Wm -2) e picosmáximos superiores a 400 W m-2.

O perímetro apresenta uma extensãototal aproximada de 2,5 km, com o maior setorretilíneo representado pela Avenida Prof.Luciano Gualberto (A LG), que apresenta umaclive bastante suave, implicando em umavariação topográfica em suas extremidades daordem de 10 m. A maior parte do percursoapresenta uma situação aproximadamenteplana, com declividades estimadas da ordem de10-2. Nos setores entre a Travessa 12 (T12) e aRua do Lago (RL) ocorrem declividades um poucosuperiores, da ordem de 5.10-1. O aquecimentoradiativo da superfície, por incidência daradiação solar, é ligeiramente reduzido nestesdois setores do percurso devido à declividadeum pouco mais acentuada.

A caracterização da distribuição espacialdo fluxo de L? no percurso (Fig. 5) fica bemdefinida na Figura 6a, onde é realizada umamédia móvel (Fig. 6b), sempre sobre umconjunto de dez valores observados. Com isto,são eliminadas as flutuações de maiorfreqüência e obtém-se uma visão mais objetivado panorama da emissão atmosférica atravésdeste perímetro escolhido. Ou seja, em termosmédios, a emissão atmosférica observadaapresenta valores mínimos entre 320 e 360 Wm-2 e valores máximos entre 360 e 400 W m-2.

Há uma amplitude de cerca de 60 Wm-2

nas observações realizadas. O fluxo mínimocorresponde a um panorama padrão observado,onde há presença de prédios baixos (2 ou 3andares) e árvores menores (1 a 2 m) obstruindoapenas parcialmente a visão do céu (Figura 6a).No entanto, há um padrão com máximo bemdefinido que se repete por três vezes notranscorrer do percurso (Figura 6b).

Analisando-se as características deobstrução da visão do céu para os três setoresdo percurso, verifica-se a repetição de ummesmo padrão, com elevação da obstruçãodevida à presença de árvores maiores (de 3 a4m de altura, ou mais), com copas mais amplase não podadas. De tal forma que as copasdestas árvores, dominantes no campo de visãodo sensor, estão emitindo uma quantidadesuplementar de radiação térmica para asuperfície nas três posições (R L, A LG e T12)indicadas na Figura 6b. As diferençasencontradas (60 Wm-2) entre os valores médiosem uma área com céu desobstruído e outraarborizada são ligeiramente superiores àdiferença encontrada (~40Wm-2) por Iziomon etal. (2003) entre uma localidade montanhosa eoutra sobre um fundo de vale.

Assim sendo, observa-se que o padrãode emissão térmica analisada em Machado eAzevedo (2005), correspondente ao setor ALGrepete-se de forma semelhante e consistentepara os outros dois setores apresentados nestetrabalho (R L e T12). Considerando-se que ascaracterísticas geométricas da vegetação(altura e largura das copas das árvores) sãosemelhantes para os três setores investigados,são assumidos aqui os resultados daquelaanálise em relação ao fluxo radiativo recebidopela superfície. Ou seja, elevação de cerca de18 % do fluxo de radiação térmica observadanos trechos mais arborizados. Bem como umaestimativa de redução do total de energiaradiativa (onda curta + onda longa) recebida(K? +L? ) próximo à superfície (desconsiderando-se a altura do veículo) da ordem de 50 % entrelocais não arborizados e densamentearborizados, observando-se uma situação de


céu claro, sem advecção, no fim da estação deinverno (seca, para um clima tropical) e no

horário entre os máximos aquecimentosdiurnos, consecutivos, da superfície e do ar.

Figura 5 - Trajeto percorrido (sentido horário) pelo arranjo experimental da Figura 3 ao redor dopolígono em que está localizada a FFLCH / USP, na CUASO, sendo indicadas as posições médias dossetores T12 ( 1 ), RL ( 2 ) e ALG ( 3 ). O percurso teve início e encerrou-se na posição 1.

? N

Figura 6 – Distribuição espacial da densidade de fluxo L? (a), observada com o arranjo experimental daFigura 3 através do trajeto apresentado na Figura 5, com a linha clara suavizada correspondendo à médiamóvel tomada a cada dez valores amostrados. A área hachureada, sobre a curva média (b), representa ointervalo radiométrico de L? que corresponde a maior obstrução do céu pelas árvores. Note-se que asposições 0 (início) e 2200 m (fim) do percurso são coincidentes e ambas correspondem à posição 1 (Fig.5).

a b


VI - Índice de Conforto em um PercursoUrbano Arborizado

Nikolopoulou et al. (2002) apresentamo índice de conforto térmico ASV (Actual SensationVote), que representa a opinião de sensaçãotérmica presente de uma amostra de indivíduos.

O índice ASV foi modelado para uma sériede cidades do continente europeu a partir deanálise estatística correlacional com algumasvariáveis ambientais: temperatura (T) e umidaderelativa do ar (UR), intensidade do vento (V) efluxo radiativo de onda curta (K? ) recebida. Apartir desta análise, e combinando-se osresultados entre todas as cidades investigadas,obteve-se uma expressão que seriarepresentativa para o continente:

ASV=0,049T+0,001K? -0,051V+0,014UR–2,079 (10).

Sendo que valores positivos de ASVestão relacionados a uma sensação térmica decalor, enquanto que valores negativosrepresentam uma sensação térmica de frio.

Considera-se, para interpretação dosresultados, o valor ASV = 0 correspondente auma sensação de pleno (máximo) confortotérmico. Para valores negativos ou positivos deASV considera-se haver um estado dedesconforto, com sensação de frio ou calor,respectivamente.

A análise propõe a implementação dofluxo L ? recebido em um canyon urbanoarborizado, como um elemento adicional a serconsiderado no cálculo de ASV. A motivação paraa busca desta estimativa repousa sobre aspalavras de Givoni (1998):

“... em climas muito ensolarados, osombreamento de paredes por árvores pode sercontra produtivo, pois também se reduz a perdade calor por emissão de onda longa. A interaçãoentre sombreamento e efeitos de isolamento aindanão foi completamente estudada em investigaçõesanteriores ...“

A situação estudada corresponde aomesmo padrão de L? apresentado na Figura 6b

(setor oeste da RMSP, início da tarde, em tornodas 13.00 horas local do dia 23 de setembro de2003), sob um estado climático típico do finalde inverno para a região. Com céu praticamentesem nuvens e situação de circulaçõesatmosféricas calmas (V = 0). A temperatura doar e a umidade relativa (~10m acima dasuperfície) estavam sendo monitoradas a umadistância média de 100 m do percurso analisado(estação meteorológica do Laboratório deClimatologia e Biogeografia – FFLCH/USP), e,durante o período da realização do percurso,oscilaram em torno de 31,5°C e 27%,respectivamente.

São consideradas duas situações: umanão sombreada, e outra sombreada pelasárvores do canyon; com os seguintes fluxosradiativos característicos: L? = 330 Wm-2 e K? =654 Wm-2, além de L? = 390 Wm-2 e K? = 68,5Wm-2 , simultaneamente. Os fluxos radiativos deonda curta recebida são sazonalmenterepresentativos do local estudado (OLIVEIRA etal., 2002a).

As seguintes aproximações sãorealizadas. Utiliza-se a formulação de ASV obtidapara as cidades européias (Eq. 10),considerando-se as características morfológicasde superfície semelhantes entre estas cidadese o local analisado. Concomitantemente, osfluxos radiativos (K? e L? ), aplicados ao cálculode ASV, equivalem às taxas recebidas pelocanyon. Os fluxos radiativos refletidos (Ked) eemitidos (Led) pelos elementos construídos docanyon não são considerados. Com relação a Kesta aproximação é satisfatória, tendo em vistao calçamento do canyon (albedo muito baixo) ea proporção A/L (altura/largura) para estecanyon (significativamente baixa), o quereduziria o impacto de Ked refletido sobre umindivíduo posicionado sobre o piso do canyon.No entanto, na não consideração do Led emitidopelo canyon deve residir a maior fonte de errodesta aproximação.

Inicialmente, considera-se apenas K? ,conforme a formulação original. São obtidos osseguintes valores: ASV = 0,50 no setor do


trajeto em que predomina céu aberto e ASV = -0,09 no setor arborizado do trajeto percorrido.

A proposta de inclusão do fluxo L? naformulação de ASV deve então levar em conta asua descrição climatológica para o localestudado. Considerando-se valores médios deL? para o local analisado (OLIVEIRA et al., 2002b) defini-se um limiar mínimo, associado àsensação de frio, em torno de 300 Wm-2 paramadrugadas de inverno sob céu aberto. Poroutro lado, define-se um limiar máximo,associado à sensação de calor, em torno de 400Wm -2 para tardes de verão sob céu aberto.Desta forma, tem-se um valor em torno de 350Wm-2 definido como paradigma de conforto, emtermos de L ? , para situações climáticasintermediárias. Interpolando-se estes extremos(300 e 400 Wm-2) para uma faixa de confortoem torno do valor ideal de ASV (nulo), obtém-se um coeficiente de 0,001 para L? semelhanteao utilizado para K? ?

Portanto, tem-se um novo mode loproposto para o conforto térmico, considerando-se a intensidade total de todas as componentestemáticas de L que são observadas pelo sensor:

ASV* = ASV + 0,001 L ?(11).

Conseqüentemente, chega-se a novasestimativas do conforto térmico para a situaçãoestudada aqui, sendo ASV = 0,83 no setor dotrajeto em que predomina céu aberto eASV=0,30 no setor arborizado do trajetopercorrido.

Nota-se, desta maneira, que a sensaçãode calor é maior tanto para o setor sob céuaberto quanto para o setor arborizado. Noentanto, sob a área arborizada, a sensação decalor ainda permanece dentro do próximo aoideal de conforto, sendo que de uma ligeirasensação de frio atinge-se uma sensaçãoconsistente de calor.

Este método parece apresentar uma boaperspectiva de aplicação quando desenvolvidoem associação com as tabelas temporais deOlgyay, pelas quais o novo índice ASV* poderia

ser utilizado em substituição às informações dacarta bio–climática. Sobretudo em situações desub-aquecimento, quando se deseja determinara quantidade de L necessária para recuperaçãoda sensação de conforto (GIVONI, 1998).

VII - Parametrização do Fluxo La? , e suaRelação com L ? ,

Sob condições de céu claro, asestimativas urbanas de L? podem ser diferentesdas medições por causa da variabilidade dosaerossóis atmosféricos (OFFERLE et al., 2003).Ao comparar seis fórmulas de emissividade, paracondições de céu claro, Prata (1996) encontrourmse (root mean square error) variando de 10a 22 Wm -2 para uma grande variedade delocais.

Devido L? ser menos observado que K? ,é apresentada uma estimativa de L? e analisadasua validação em relação aos fluxos observadosno trajeto e à ocupação do solo. Utiliza-se ummodelo atmosférico de uma única camada(OFFERLE et al., 2003), tal que:

La? = ea s T4ceu (12),

onde Tceu é a temperatura atmosféricavolumétrica (em graus Kelvin) aproximada pelatemperatura próxima à superfície (Ta) e ea é aemissividade atmosférica ampla (eclaro + enuvem)estimada. Os esquemas de emissividade parao céu claro (eclaro) ao nível da superfície têm sidorevistos com detalhes em várias localidades(PRATA, 1996; CRAWFORD e DUCHON (1999);NIEMELÄ et al., 2001) e a formulação de Prata(1996) tem sido a mais recomendada:

eclaro = 1 – (1 + w ) exp[-( 1,2 + 3,0 w )]0,5

(13).

Esta expressão é preferida também porincluir testes para uma área urbana (NEWTON,1999 in OFFERLE et al., 2003).

Em (13), o parâmetro w é representadopelos valores atmosféricos médios da pressãode vapor (ea) e de T a na altura da camadasuperficial de referência (nível da cobertura do


veículo, a aproximadamente 1,75 m acima dopiso do canyon):

w = 46,5 ea (Ta)-1 (14).

A pressão de vapor corresponde a umafração da pressão de vapor de saturação,definida pela umidade relativa (em %) próximaà superfície (URa):

ea = 10-2 esa URa (15),

onde, segundo Bolton (1980), a pressãode vapor de saturação (em hPa) pode serdescrita como função apenas da temperaturado ar em °C:

esa = 6,1078 exp [ 7,5 Ta / (237,3 + Ta ) ](16).

Aplicando-se a parametrização descritaacima aos valores de temperatura do ar eumidade relativa observados no período doexperimento (já apresentado no ítem anterior,durante a análise do conforto ambiental),obtém-se um fluxo de La? de aproximadamente385Wm-2, ou seja, da mesma magnitude queos fluxos observados para os setores dopercurso com maior obstrução do céu pelavegetação. No entanto, esta parametrizaçãodeveria resultar em valores inferiores a 360Wm-2 , pois é o que se esperaria a partir dasobservações, tendo em vista uma situação decéu claro para os setores com menor obstruçãodo céu.

São consideradas, na discussão adiante,modificações nos padrões de temperatura eumidade do ar que possam implicar emalterações de La? parametrizado. Oke (1978)apresenta a poluição atmosférica como umelemento que também pode contribuir para oaumento no fluxo de La? . Mais tarde, o próprioOke (1981) ressalta a importância da geometriaurbana, em detrimento do fator poluição, comoelemento preponderante para o aumento daradiação térmica observada na superfície. Nocaso do local estudado, por apresentarem oscanyons uma relação A/L baixa, talvez estefator poluição não devesse ser desconsideradoem setores com maior visibilidade do céu, ainda

mais levada em conta a presença de umanticiclone pré frontal no período doexperimento.

De fato, Ribeiro e Azevedo (2005)mostram através do mapeamento deconcentrações do material particulado total emsuspensão na RMSP, que a CUASO apresentamelhor qualidade do ar em relação ao entornourbano, com concentrações abaixo dos padrõespermitidos. Todavia, estas concentrações, comoverificam Almeida et al. (2002), não podem serconsideradas desprezíveis, já que é observadapara a localidade da CUASO um índice médioanual de aproximadamente 54 mgm -3. Esteíndice corresponde a cerca de ¾ do índice médiono entorno imediato e a metade do índiceobservado nos setores mais poluídos da RMSP.

Deve-se deixar claro que aparametrização aqui aplicada corresponde aosmétodos apresentados na literatura para umasituação de ar limpo, onde apenas o conteúdode umidade é considerado como contribuintepara as variações nas taxas de La? . Mas umesforço ainda precisa ser feito para que futurasparametrizações venham considerar a presençados poluentes atmosféricos, sobretudo emambientes urbanos; mesmo que nas localidadesestudadas as concentrações observadas aindanão tenham ultrapassado o limiar prejudicial àsaúde.

Com a realização de alguns testes desensibilidade em relação à formulaçãoapresentada anteriormente verifica-se queelevações da temperatura do ar implicamtambém em elevações no fluxo La? calculado, oque contraria ainda mais as observações sobcéu desobstruído. Todavia, considerando-se atemperatura do ar uniforme e reduzindo-se aumidade do ar, até sua total extinção (artotalmente seco), obtém-se um fluxo La? deaproximadamente 324 Wm-2, inferior aos valoresmínimos observados (característicos dos setorescom menor, ou muito pouca, obstrução do céu).

Considerando-se um ligeiro aumento datemperatura do ar, da ordem de 0,5 °C, e umabrusca redução da umidade relativa em cerca


de 20 % (situação extremamente seca, comumidades relativas entre 05 e 10 %), obtém-sevalores de La? em torno de 340 Wm-2, ou seja,com a mesma magnitude dos valoresobservados para a situação de céu aberto.

A estação meteorológica fica localizadana pequena depressão radiométrica do máximoindicado por T12 na Figura 6 b, ou seja, entreáreas arborizadas. Portanto, considerando-seque as medidas de L? de intensidade mais baixaprovém de setores asfaltados com pouca ouquase nenhuma vegetação, parece razoávelassumir-se uma situação de ar ligeiramente maisaquecido e com reduzida presença de vapord’água já que há uma maior impermeabilizaçãodo solo e esperam-se menores taxas deliberação de calor latente nestes setores. O queparece condizer de forma mais fidedigna àrealidade sentida pelo pedestre nesteambiente.

VIII - Conclusões

O padrão de emissão térmica observadapor Machado e Azevedo (2005), com um máximobem definido sob uma área densamentearborizada, é verificado. Outros dois máximos,com magnitude semelhante (próxima aos400Wm-2), são também identificados em outrossetores do mesmo percurso com ocupação dosolo semelhante.

A correção de Fairall et al. (1998) nãodeve implicar em alterações significativas sobreos dados coletados. A velocidade de ventilaçãoestimada (cerca de 3 kmh-1), para a manutençãode um equilíbrio térmico apropriado entre acúpula que protege o sensor e o corpo doaparelho, mostra que a velocidade dedeslocamento do veículo (40kmh-1) é suficientepara eliminar o efeito de aquecimento radiativo.Este efeito tem conseqüências maiores paraplataformas fixas, onde o período de exposiçãodireta aos raios solares ocorre em uma escalatemporal superior (algumas horas) e pode haver

ausência de ventilação natural.

A variabilidade da ocupação do solo, parao trajeto percorrido, é, em geral, caracterizadapor diferenciação do tipo da vegetação (árvoresmenores com copas pequenas e árvoresmaiores com copas muito mais largas). Estavariabilidade, do tipo de vegetação presente,acarreta uma elevação do fluxo de L? observado,de aproximadamente 60Wm-2.

Quantidades adicionais de emissãotérmica podem atingir a superfície e retardar seuresfriamento devido não apenas a edificaçõesque obstruem o céu em um ambiente tipicamenteurbano, mas, também, devido à emissão da faceinferior de copas de árvores ou outros tipos devegetação, que são característicos deambientes não urbanizados.

O índice de conforto ambiental analisado(NIKOLOPOULOU et al., 2002) parece apresentaruma resposta mais coerente quando se adaptaa sua formulação um termo que considere o fluxoL? proveniente das diversas superfícies. O setorarborizado, que apresenta ligeira sensação defrio para o índice original, passa a indicarsensação de calor para o novo índice sugerido.

Em situações em que não hádisponibilidade de observações da emissãotérmica, a intensidade do fluxo L? , utilizada nanova formulação sugerida para um índice deconforto, pode ser substituída por um termoparametrizado. No qual, parâmetros derivadosda temperatura e umidade do ar podemfornecer um resultado adequado, sobretudoobservando-se as condições de ocupação dosolo no local onde as variáveis meteorológicassão coletadas.

IX - Agradecimentos

Ao Prof. Dr. Amauri Pereira de Oliveira,do Dept° de Ciências Atmosféricas, do IAG - USP,pelo empréstimo do pirgeômetro e do datalogger.


1 Nadir, termo árabe que significa oposto. Corresponde ao oposto de zênite (samt, caminho), que por suavez, equivale ao ponto culminante da abóboda celestial, posicionado justamente acima da cabeça de umobservador na superfície (Bozcko, 1986).

Nota

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Trabalho enviado em fevereiro de 2006

Trabalho aceito em março de 2006

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