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INPE-15179-TDI/1295ESTUDO DE FRENTES MESOSFÉRICAS NA REGIÃOEQUATORIALJoaquim Fechine de Alencar FilhoTese de Doutorado do Curso de Pós-Graduação em Geofísica Espacial, orientada pelosDrs. Hisao Takahashi e Cristiano Max Wrasse, aprovada em 26 de outubro de 2007.INPESão José dos Campos2008

Publicado por:esta página é responsabilidade do SIDInstituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE)Gabinete do Diretor – (GB)Serviço de Informação e Documentação (SID)Caixa Postal 515 – CEP 12.245-970São José dos Campos – SP – BrasilTel.: (012) 3945-6911Fax: (012) 3945-6919E-mail: pubtc@sid.inpe.brSolicita-se intercâmbioWe ask for exchangePublicação Externa – É permitida sua reprodução para interessados.

528.711.7Alencar Filho, J. F.Estudo de frentes mesosféricas na região equatorial /Joaquim Fechine de Alencar Filho. – São José dos Campos:INPE, 2007.313 p. ; (INPE-15179-TDI/1295)1. Aeronomia. 2. Dinâmica da atmosfera.3. Temperatura da atmosfera. 4. Ondas de gravidade.I. Título.

Às pessoas do Cariri Paraibano,que nos ensinam a olhar para o céue enxergar para além das estrelas.

AGRADECIMENTOSAgradeço a minha esposa Socorro, a minhas filhas Sabrina e Stéphanie, e ameu filho Joaquim, a minha paz, a minha força e o meu sentido. Agradeço ameus pais, Joaquim e Dulce, e a meus irmãos, Giusepe e Raniere, que sempreme apóiam e me acompanham nas minhas caminhadas. Agradeço ao Dr.Hisao Takahashi e ao Dr. Cristiano Max Wrasse a dedicação e o exemplo comque eles me ensinaram, dia após dia, a fazer ciência. Gostaria de agradecer aoDr. Amauri Fragoso de Medeiros, ao Dr. Lourivaldo Mota Lima e ao Dr. RicardoArlen Buriti a cooperação dos dados de imageador e do radar meteórico emSão João do Cariri, PB, além do apoio, do incentivo e de inúmeras sugestõesdurante várias etapas deste trabalho. Agradeço também ao Dr. Barclay RobertClemesha e ao Dr. Paulo Prado Batista pela cooperação dos dados do radarmeteórico de São João do Cariri. Agradeço a NASA, ao Laboratory AppliedPhysics da Johns Hopkins University, a equipe da missão TIMED, ao Dr. MartinG. Mlynczac e ao Dr. James M. Russell III pela cooperação dos dados dosatélite TIMED/SABER. Agradeço ao Dr. Michael J. Taylor pelas valiosassugestões no decorrer deste trabalho e ao Dr. David C. Fritts pela cooperaçãona simulação de frentes mesosféricas durante a campanha SpreadFEX.Agradeço ao Dr. Jonas Rodrigues de Souza e ao Conselho de Pós-graduaçãoem Geofísica Espacial a disponibilização dos recursos computacionaisimprescindíveis à realização desta pesquisa. E agradeço a José Augusto, cujotrabalho ininterrupto no observatório de São João do Cariri produziu os dadosque tornaram esta tese uma realidade. Agradeço ainda a todos os colegas eamigos, cujo convívio tornarão as memórias desta caminhada uma saudosalembrança. Agradeço finalmente o apoio financeiro e institucional do CNPq –Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico, da CAPES –Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior e do INPE -Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais.

RESUMOUm extenso estudo de frentes mesosféricas foi realizado entre julho de 2004 edezembro de 2005 em São João do Cariri, PB (7,4 o S; 36,5 o O). Imagens all skyde airglow, além de dados obtidos com radar meteórico e com o satéliteTIMED/SABER foram usados com o objetivo de investigar o cenário físico noqual as frentes mesosféricas ocorrem. Foram identificados três tipos distintosde frentes: as pororocas com trem de ondas, os avanços (wall) na intensidadedo airglow, e os pulsos ou ondas solitárias. Algumas evidências observacionaistambém foram registradas, tais como: frentes em formação e/ou dissipação;indícios de destruição da frente pelo vento de fundo, casos de duas frentessimultâneas e de várias frentes numa mesma noite. A principal contribuiçãodeste trabalho foi a caracterização física dos ductos dentro dos quais severificou que as frentes mesosféricas se propagam. Em cerca de 98,5% doscasos foi observado que ductos Doppler, circundados por regiõesevanescentes, suportam as frentes de onda. Isto significa que o ventodesempenhou o principal papel na canalização das frentes mesosféricas.Também foi observada uma forte atuação da maré semi-diurna provocandocisalhamentos de vento na altura de alguns ductos analisados. Além disso,para estudar as frentes mesosféricas foi necessário se investigar a estruturatérmica da atmosfera equatorial brasileira, cujos principais resultados foram: aobservação de mínimos na temperatura da tropopausa, além da identificaçãode dupla mesopausa e de camadas de inversão de temperatura na mesosferanão previstas pelo modelo atmosférico CIRA-86. As camadas de inversão detemperatura apresentaram um máximo de ocorrência em torno dos equinóciosentre 70 e 90 km de altura, com amplitudes entre 10 e 50 K e espessuras de 4a 12 km. Finalmente, foi constatado que na região equatorial brasileira apenasas camadas de inversão de temperatura não explicam as condições decanalização das frentes mesosféricas observadas.

STUDY OF MESOSPHERIC FRONTS IN THE EQUATORIAL REGIONABSTRACTAn extensive study on mesospheric fronts was carried out by means ofmesospheric airglow image observation at at São João do Cariri, PB (7,4 o S;36,5 o W) from July 2004 to December 2005. All sky airglow images, meteorradar wind and TIMED/SABER satellite temperature data were used in order toinvestigate physical scenario of the mesospheric front. Three different types offronts were identified: bores with wave train, wall, and solitary waves. In additionto these, some evidences were also observed such as, front generation and/ordissipation, front destruction by background wind, double fronts and variousfronts in a same night. Main subject of the present study was to investigatephysical characterizations of duct where the mesospheric front propagates. Themost important result in the present work was that in most of the cases Dopplerducts generated by vertical wind shear and surround by evanescent regionswere responsible for supporting the mesospheric front. Further to this, it wasalso revealed that a strong semi-diurnal tidal oscillation which generates windshear around the mesopause region might have an important role in formationof the ducting condition. Thermal structures in the mesopause region over SãoJoão do Cariri was also investigated in order to study the mesospheric fronts.Double mesopause with temperature inversion layers were observed during theequinox seasons (February to May and August to October), what was notpredicted by CIRA-86 model atmosphere. From the gravity wave verticalpropagation conditions (dispersion relation), the role of the wind (verticalgradient) and the temperature inversion were investigated in order to find whichis more important. It was concluded that the mesospheric inversion layers alonecould not explain the ducting condition.

SUMÁRIOPág.1 INTRODUÇÃO ........................................................................................... 171.1. Um Breve Histórico das Frentes Mesosféricas....................................... 181.2. Objetivos e Estrutura da Tese ................................................................ 212 A TEORIA DAS ONDAS DE GRAVIDADE................................................ 252.1. As Ondas Atmosféricas .......................................................................... 252.1.1. Ondas Acústicas..................................................................................... 262.1.2. Ondas de Gravidade............................................................................... 282.1.3. Ondas de Rossby ................................................................................... 292.1.4. Ondas de Maré....................................................................................... 302.2. Dos Ventos Irregulares às Ondas de Gravidade .................................... 312.3. A Teoria Linear das Ondas de Gravidade............................................... 342.3.1. Os Níveis Críticos................................................................................... 412.3.2. As Ondas Canalizadas ........................................................................... 423 REVISÃO DAS FRENTES MESOSFÉRICAS............................................ 453.1. Introdução............................................................................................... 453.2. A Modelagem do Fenômeno................................................................... 473.3. A Pesquisa Experimental........................................................................ 523.4. A Classificação das Frentes Mesosféricas ............................................. 713.4.1. Eventos do Tipo Pororocas Mesosféricas (Mesospheric Bores)............. 723.4.2. Eventos do Tipo Ondas Canalizadas (Ducted Waves)........................... 743.4.3. Eventos do Tipo Avanço Mesosférico (Mesospheric Wall) ..................... 753.4.4. Eventos do Tipo Interação Onda-Onda (Wave-Wave Interaction).......... 764 INSTRUMENTAÇÃO E METODOLOGIA .................................................. 794.1. Técnicas de Observação de Ondas de Gravidade ................................. 794.2. O Imageador All Sky............................................................................... 814.3. Metodologia de Análise de Frentes Mesosféricas .................................. 834.3.1. A Identificação de Frentes Mesosféricas ................................................ 844.3.2. O Pré-Processamento das Imagens de Airglow ..................................... 874.3.3. A Análise Espectral das Imagens de Airglow.......................................... 884.4. O Radar Meteórico.................................................................................. 954.4.1. Dados de Vento para o Estudo de Frentes Mesosféricas....................... 964.5. O Satélite TIMED.................................................................................... 99

4.5.1. O Instrumento SABER.......................................................................... 1044.6. A Disponibilidade de Dados.................................................................. 1084.7. Metodologia de Análise do Ambiente Mesosférico ............................... 1094.7.1. Análise da Condição de Estabilidade Mesosférica ............................... 1124.7.2. Análise da Condição de Propagação de Ondas de Gravidade............. 1154.7.3. Cálculo dos Perfis de VER do OH(9,4), do OI5577 e do O 2 (0,1).......... 1255 RESULTADOS..................................................................................... 1295.1. A Estrutura Térmica da Média Atmosfera sobre o cariri................. 1295.1.1. Introdução............................................................................................. 1295.1.2. Os Dados do Satélite TIMED/SABER e do Modelo CIRA-86 ............... 1315.1.3. Perfis de Temperatura do TIMED/SABER............................................ 1325.1.4. Análise das Temperaturas obtidas pelo saber e pelo CIRA-86 ............ 1355.1.5. Características Observadas pelo Satélite TIMED/SABER.................... 1425.1.6. Principais Resultados da Estrutura Térmica sobre o Cariri................... 1445.2. Camadas de Inversão Mesosféricas sobre a Região Equatorial .... 1455.2.1. As Camadas de Inversão Mesosféricas Inferiores................................ 1455.2.2. Dados e Procedimentos de Identificação de MILs................................ 1485.2.3. Caracterização das MILs Inferiores sobre o Cariri................................ 1505.2.4. Mecanismos Físicos de Formação de MIL ........................................... 1555.2.5. Resumo dos Resultados das MILs sobre o Cariri................................. 1575.3. Morfologia das Frentes Mesosféricas sobre o Cariri....................... 1585.3.1. Introdução............................................................................................. 1585.3.2. Identificação das Frentes Mesosféricas e Análise das Imagens........... 1595.3.3. A Variação Anual na Ocorrência das Frentes Mesosféricas................. 1625.3.4. Os Parâmetros Físicos Observados ..................................................... 1645.3.5. As Evidências Observacionais das Frentes Mesosféricas.................... 1665.3.6. Principais Resultados da Observação de Frentes Mesosféricas.......... 1766 DISCUSSÃO ........................................................................................ 1796.1 O Caso de 18/04/2002: Frentes Mesosféricas e MILs ...................... 1796.1.1 Introdução............................................................................................. 1796.1.2 A Frente Mesosférica de 18/04/2002.................................................... 1796.1.3 A Classificação do Evento .................................................................... 1816.1.4 Estrutura Térmica Mesosférica na Noite de 18/04/2002....................... 1846.1.5 Principais Conclusões do Caso de 18/04/2002 .................................... 1896.2 O Caso de 01/10/2005: Frente Mesosférica num Ducto Doppler .... 1916.2.1 Introdução............................................................................................. 1916.2.2 A Frente Mesosférica de 01/10/2005.................................................... 1916.2.3 Ambiente Mesosférico na Noite de 01/10/2005 .................................... 1936.2.4 A Condição de Propagação da Frente Mesosférica ............................. 1986.2.5 Principais Conclusões do Caso de 01/10/2005 .................................... 204

6.3 O Caso de 03/10/2005: Destruição de uma Frente Mesosférica ..... 2056.3.1 Introdução............................................................................................. 2056.3.2 A Frente Mesosférica de 03/10/2005.................................................... 2056.3.3 Ambiente Mesosférico na Noite de 03/10/2005 .................................... 2076.3.4 O Papel do Vento na Dissipação da Frente Mesosférica...................... 2126.3.5 Principais Conclusões do Caso de 03/10/2005 .................................... 2166.4 O Caso de 02/11/2005: Geração de uma Frente Mesosférica.......... 2176.4.1 Introdução............................................................................................. 2176.4.2 A Frente Mesosférica de 02/11/2005.................................................... 2186.4.3 Ambiente Mesosférico na Noite de 02/11/2005 .................................... 2206.4.4 As Condições de Geração da Frente Mesosférica ............................... 2266.4.5 Principais Conclusões do Caso de 02/11/2005 .................................... 2296.5 O Caso de 13/08/2005: Frentes Mesosféricas Simultâneas ............ 2306.5.1 Introdução............................................................................................. 2306.5.2 As Frentes Mesosféricas de 13/08/2004............................................... 2306.5.3 Ambiente Mesosférico na Noite de 13/08/2004 .................................... 2326.5.4 A Condição de Propagação das Frentes Mesosféricas ........................ 2386.5.5 Principais Conclusões do Caso de 13/08/2005 .................................... 2436.6 Contribuição para o Conhecimento das Frentes Mesosféricas ..... 2447 CONCLUSÕES .................................................................................... 2497.1. Sobre o Conhecimento das Frentes Mesosféricas ............................... 2497.2. Sobre a Estrutura Térmica da Atmosfera Equatorial Brasileira............. 2507.3. Sobre as Camadas de Inversão na Mesosfera Equatorial Brasileira.... 2517.4. Recomendações Futuras...................................................................... 251REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS.............................................................. 253A. O BANCO DE DADOS DO IMAGEADOR ALL SKY................................ 269A.1 O Banco de Imagens de Airglow.............................................................. 269A.2 O Contraste das Imagens ........................................................................ 269A.2 O Banco de Vídeos de Airglow ................................................................ 272B. A TÉCNICA DE RECUPERAÇÃO DA TEMPERATURA CINÉTICA APARTIR DA RADIÂNCIA DO CO 2 ................................................................. 277B.1 A Geometria de Visada de Limbo ............................................................ 277B.2 O Problema da Inversão da Radiância de Limbo..................................... 282B.3 Determinação do Perfil de Temperatura.................................................. 285B.4 A Recuperação de Temperatura Cinética pelo SABER........................... 288C. O BANCO DE DADOS DO SATÉLITE TIMED/SABER............................ 292C.1 O Software TIMED/SABER Data Base Analysis...................................... 293C.2 O Módulo de Análise ............................................................................... 297

C.3 O Módulo de Visualização Gráfica........................................................... 298C.4 A Disponibilidade de Dados do Satélite TIMED/SABER sobre o Cariri ... 300D. EXCITAÇÕES E FOTOQUÍMICA DO OH (9,4), OI5577 E O 2 (0,1) .......... 306D.1 Excitações e Fotoquímica do OH (9,4).................................................... 307D.2 Excitações e Fotoquímica do O 2 (0,1) ..................................................... 309D.3 Excitações e Fotoquímica do OI5577...................................................... 311

1 INTRODUÇÃOAs ondas de gravidade atmosféricas constituem uma área de intensa atividadede pesquisa nos últimos anos, devido à miríade de efeitos e contribuiçõesdestas ondas na circulação, estrutura e variabilidade atmosféricas (FRITTS eALEXANDER, 2003).Excetuando-se os efeitos ocasionalmente fortes na baixa atmosfera, a maiorinfluência das ondas de gravidade ocorre na média atmosfera, entre 10 e 110km de altitude, devido ao decréscimo da densidade e aumento da amplitude daonda com a altura (CHIMONAS e HINES, 1986).Os efeitos das ondas de gravidade na atmosfera incluem turbulência, misturade constituintes, transporte de momentum e energia, interação com marés eondas planetárias, bem como alterações na temperatura da mesopausa e nofluxo do vento médio.Além do transporte vertical de momentum e energia, as ondas de gravidadetambém são importantes quando estão sujeitas a algum processo decanalização, que inibe a propagação vertical, confinando o fluxo de energia emomentum a uma limitada faixa de alturas (CHIMONAS e HINES, 1986).Dentre os diversos trabalhos que discutiram a canalização de ondas degravidade nos últimos anos (CHIMONAS e HINES, 1986; ISLER et al., 1997;WALTERSCHEID, 1999), a descoberta feita por Taylor et al. (1995a) sugere aocorrência de um tipo especial de onda de gravidade na média atmosfera, aschamadas frentes mesosféricas. O estudo destas frentes de onda é de grandeinteresse para a aeronomia, pelo fato de incluírem um exemplo por excelênciade um distúrbio do tipo pororoca ondular, similar a pororoca que acontece nosrios, porém se propagando como uma onda interna na região da mesosfera ebaixa termosfera.17

1.1.Um Breve Histórico das Frentes MesosféricasDesde a descoberta das frentes de onda, comumente chamadas de pororocasmesosféricas, realizada por Taylor et al. (1995a), diversos trabalhos forampublicados tratando tanto da pesquisa experimental, como da modelagem dofenômeno.Na última década foram reportadas observações de pororocas mesosféricasem baixas latitudes (FECHINE, 2004; FECHINE et al., 2005; MEDEIROS et al.,2005; SMITH et al., 2005), em latitudes médias (SMITH et al., 2003, 2006; SHEet al., 2004; BROWN et al., 2004), e também em altas latitudes (NIELSEN etal., 2006; STOCKWELL et al,. 2006).Os primeiros esforços na modelagem das frentes mesosféricas foramempreendidos por Munasinghe et al. (1998) e Dewan e Picard (1998, 2001).Enquanto Munasinghe et al. (1998) tentaram explicar o fenômeno como umainteração entre dois modos de maré dentro de uma região de ducto, Dewan ePicard (1998, 2001) desenvolveram um modelo de pororoca ondularmesosférica, que obteve sucesso na explicação de vários aspectos destasfrentes de onda observadas nas imagens de airglow.Nesta mesma época, Swenson et al. (1998) aplicaram um modelo fotoquímicoe dinâmico para explicar uma observação de frente de onda de outro tipo, queos autores chamaram de wall mesosférico. Alguns anos depois, Seyler (2005)propôs uma teoria linear de ondas de gravidade internas, cujo desenvolvimentoseria não-linear, para explicar a formação de pororocas mesosféricas ondularesem ductos térmicos.Diante da diversidade de nomenclatura utilizada até então, na denominaçãodestas frentes de onda, Brown et al. (2004) propuseram uma denominaçãogeral de frentes mesosféricas a toda estrutura frontal de considerávelamplitude, que apresentasse uma grande extensão horizontal (> 500 km) nas18

imagens all sky de airglow. Desta forma, os autores sub-classificaram asfrentes mesosféricas em quatro tipos distintos: as pororocas mesosféricas(SMITH et al., 2003; SHE et al., 2004; FECHINE et al., 2005), os wallsmesosféricos (SWENSON et al., 1998; BATISTA et al., 2002; LI et al., 2007), asondas canalizadas (ISLER et al., 1997), e ainda as interações onda-onda(SHIOKAWA et al., 2006). Detalhes das características de cada tipo de frentemesosférica podem ser encontrados na Seção 3.4.Nos últimos anos a pesquisa experimental das frentes mesosféricas evidencioua ocorrência de frentes de onda simultaneamente a camadas de inversão detemperatura (SMITH et al. 2003; SHE et al. 2004), que poderiam lhe servir deducto. Porém, em outros casos (BATISTA et al. 2002; SHIOKAWA et al. 2006),foram observados intensos cisalhamentos de vento na altura de ocorrência daspororocas, de forma que as condições nas quais estas frentes de onda sepropagam permanecem ainda pouco conhecidas.Uma profusão de casos de pororocas mesosféricas também foi registrada naregião equatorial brasileira (FECHINE, 2004; FECHINE et al., 2005,MEDEIROS et al., 2005), demonstrando que o fenômeno não seria tão raroquanto se pensava no início de sua modelagem.Os efeitos das pororocas mesosféricas nas camadas de airglow também foramdiscutidos em vários trabalhos (TAYLOR et al., 1995a; SMITH et al., 2003; SHEet al., 2004), porém Fechine (2004) e Medeiros et al. (2005) apresentaramfortes evidências de efeitos de complementaridade não previstos pelo modelo eDewan e Picard (1998), cujos mecanismos físicos permanecem ainda incertos.Ainda nesta época, Brown et al. (2004) aplicaram a técnica de traçado de raiopara o cenário físico observado numa ocorrência de pororocas e sugeriram queuma frente fria na troposfera teria sido a provável origem do fenômeno.19

Também foi relatada na literatura a observação de uma frente mesosféricaformando-se após a quebra de ondas de gravidade (SMITH et al., 2005), alémde uma observação de transição de uma pororoca ondular em pororocaturbulenta (SHE et al., 2004).Recentemente, em observações realizadas na Antártica, Nielsen et al. (2006) eStockwell et al. (2006) reportaram a observação de uma pororoca mesosférica,cujo trem de ondas se desenvolveu devido a diminuição da amplitude da frentede onda.Assim, nota-se que a despeito da pesquisa conduzida na última década, váriosaspectos do fenômeno das frentes mesosféricas permanecem ainda poucoconhecidos. Não se conhece, por exemplo, o mecanismo físico de formação edissipação das frentes mesosféricas, e tampouco se dispõe atualmente de umacaracterização das fontes que gerariam tal distúrbio.O próprio ducto que suporta tais ondas ainda é objeto de discussão nacomunidade científica, principalmente com relação ao papel desempenhadopelas camadas de inversão de temperatura e pelos cisalhamentos de vento naeficiência da canalização. Outros aspectos como a relação das frentes de ondacom as marés atmosféricas, com os níveis críticos e com as instabilidadesdinâmicas permanecem ainda bastante obscuros.Desta forma, a motivação para a realização desta tese surgiu da possibilidadede se investigar alguns aspectos referentes a condição de propagação dasfrentes mesosféricas a partir do imageamento rotineiro das camadas de airglowno nordeste brasileiro, simultaneamente a medidas de vento e de temperaturarealizadas nesta região.20

1.2.Objetivos e Estrutura da TeseA presente tese foi idealizada com o objetivo de compor um quadro doambiente atmosférico, ainda pouco conhecido, no qual as frentes mesosféricasse propagam. Com a composição deste quadro procurou-se responderalgumas das questões básicas acerca da formação, do desenvolvimento e dadissipação de frentes mesosféricas, confrontando observaçõesmeticulosamente documentadas, com as previsões fornecidas pelo modelo deDewan e Picard (1998, 2001), atualmente o modelo mais aceito na explicaçãodo fenômeno.Desta forma, a tese foi organizada de forma a prover um substancial volume dedados da estrutura vertical da mesosfera equatorial brasileira, principalmentecomplementando os dados disponíveis a partir de instrumentos instalados emsuperfície, no Observatório de Luminescência Atmosférica da Paraíba (OLAP),localizado em São João do Cariri, PB (7,4º S; 37,5º O).Para fornecer um embasamento teórico dentro do qual os fenômenos serãodiscutidos, o Capítulo 2 deste trabalho apresenta a teoria linear das ondas degravidade, além da definição dos conceitos de nível crítico e de canalização deondas, fundamentais na análise da condição de propagação das frentesmesosféricas.No Capítulo 3, o breve histórico das frentes mesosféricas apresentado naintrodução é expandido, de forma a compor uma revisão bibliográfica dofenômeno na ultima década. Neste capítulo também são apresentados osprincipais aspectos discutidos a partir da modelagem e da pesquisaexperimental das frentes mesosféricas desde a sua descoberta, além de umaapresentação formal dos critérios de classificação do fenômeno.Durante a realização desta tese também foi verificada a necessidade de sedesenvolver novas técnicas de análise de dados de imagem e de satélite da21

egião da mesosfera terrestre. Desta forma, o Capítulo 4 descreve ainstrumentação e as respectivas metodologias utilizadas no presente trabalho,que envolveram medidas de imageador all sky, de radar meteórico e do satéliteTIMED/SABER.Além das técnicas descritas no Capítulo 4, os Apêndices A, B, C e Dapresentam metodologias específicas também utilizadas no decorrer destetrabalho, a saber: a criação de um banco de dados de imagens de airglow; adescrição do método de recuperação da temperatura cinética a partir dosensoriamento remoto de radiância do CO 2 ; a criação de um banco de dadosdo satélite TIMED/SABER e os modelos fotoquímicos para o cálculo dos perfisde emissão das camadas de airglow, respectivamente.O Capítulo 5 apresenta os principais resultados desta tese divididos em trêsseções. Na Seção 5.1 é analisada a estrutura térmica atmosférica observadasobre a região equatorial brasileira, mais especificamente sobre São João doCariri, PB, entre 10 e 120 km de altura, no ano de 2005. A Seção 5.2 apresentaum estudo das camadas de inversão de temperatura detectadas na mesosferaequatorial brasileira também durante o ano 2005. Este estudo foi de grandeimportância, pois a caracterização destas camadas de inversão permitiu adiscussão do papel desempenhado pela temperatura na configuração dosductos dentro dos quais as frentes mesosféricas foram observadas. A Seção5.3 encerra o capítulo de resultados com um levantamento das evidênciasobservacionais de 148 frentes mesosféricas detectadas sobre São João doCariri entre julho de 2004 e dezembro de 2005.No Capítulo 6 são discutidos em detalhe quatro casos de frentes mesosféricas,cujas evidências observacionais permitiram esclarecer alguns aspectos aindainéditos na literatura. Os casos discutidos compreendem uma observação defrente de onda propagando-se dentro de um ducto Doppler; um caso dedestruição de frente mesosférica devido a um forte cisalhamento de vento; umcaso de formação de frente de onda dentro de um ducto dual devido a22

interação com um nível crítico; e um caso de duas frentes mesosféricaspropagando-se simultaneamente e com efeitos de complementaridade nãoprevistos pelo modelo. Na Seção 6.5, que encerra o capítulo de discussão, éapresentado um quadro geral da contribuição dos resultados obtidos nesta teseao atual conhecimento das frentes mesosféricas.No Capítulo 7 são apresentadas as principais conclusões obtidas durante estatese, assim como algumas recomendações para trabalhos futuros. E,finalmente, os trabalhos citados ao longo do texto encontram-se listados nasreferências bibliográficas no final deste trabalho.23

2 A TEORIA DAS ONDAS DE GRAVIDADE2.1.As Ondas AtmosféricasO movimento ondulatório num fluido apresenta duas propriedades,independente do tipo de onda: i) a energia é propagada de um ponto a outro; eii) o distúrbio se propaga através do meio sem, no entanto, provocar umdeslocamento permanente no meio como um todo. Uma primeira aproximaçãode um fenômeno ondulatório é a que trata a onda como uma perturbação numestado de equilíbrio modificando lentamente seu estado básico (BEER, 1974).A atmosfera terrestre é capaz de suportar um grande número de fenômenosondulatórios, porém as ondas atmosféricas podem ser divididas em três tiposprincipais, mostrados na Figura 2.1: ondas cujo deslocamento ocorre namesma direção de propagação e são chamadas ondas longitudinais ou ondasacústicas; ondas que se propagam horizontalmente e são compostas dedeslocamentos verticais que são denominadas ondas verticais transversas ouondas de gravidade; e ondas que se propagam horizontalmente e sãocompostas de deslocamentos também horizontais, perpendiculares à direçãode propagação chamadas ondas horizontais transversas ou ondas de Rossby(ondas planetárias com período maior que 24 hs). As ondas atmosféricaspodem ainda se apresentar como uma combinação destes três tipos de onda(BEER, 1974).As ondas atmosféricas podem existir na forma de pequenas perturbações numestado de equilíbrio, de maneira que são descritas por equações lineares. Estaaproximação significa que pequenos distúrbios de diferentes amplitudes,comprimentos de onda ou freqüência podem ser superpostos sem que ocorrainteração entre ondas distintas. Nestas circunstâncias qualquer pequenodistúrbio, embora complexo, pode ser analisado nas suas componentessenoidais regulares (ou componentes de Fourier), cada qual com sua própriafreqüência e comprimento de onda.25

Figura 2.1 - Ilustração dos três tipos principais de ondas que podem ocorrer naatmosfera terrestre.Fonte: Adaptada de Beer (1974, p.2).O problema, entretanto, fica mais complexo quando se considera que a ondapode sofrer atenuação ou aumento da amplitude durante a sua propagação.Uma onda pode eventualmente crescer em amplitude tal que os efeitos nãolinearestornam-se importantes, tanto nas interações onda-onda, quanto nasinterações da onda consigo mesma (BEER, 1974).Nas próximas três seções serão descritas as principais características dasondas acústicas, de gravidade, de Rossby e de maré. E na Seção 2.2, apósuma breve revisão, será apresentada a teoria matemática das ondas degravidade.2.1.1.Ondas AcústicasAs ondas atmosféricas mais conhecidas são as ondas sonoras quedesempenham um papel fundamental nos nossos métodos de comunicação. O26

som ou as ondas acústicas são ondas longitudinais formadas pelo desequilíbrioentre a resistência a mudanças num volume de fluido (ou compressibilidade) ea inércia, que é uma resistência a mudança de velocidade. Estas compressão erarefação ocorrem adiabaticamente de modo que a energia não está disponívelpara aumentar a desordem das moléculas de ar, e assim a entropia seconfigura como a quantidade termodinâmica que permanece constante duranteo movimento (BEER, 1974).Num fluido homogêneo e estacionário, na ausência de força externa (como porexemplo a força gravitacional ou a força magnética), as ondas acústicasconstituem o único tipo de onda que pode existir, e seu espectro compreendeas freqüências audíveis pelo ouvido humano, além das ondas ultra-sônicas einfra-sônicas, ou seja, ondas com período menor que 270 s.A atmosfera da Terra, entretanto, é um fluido que está continuamente sob aação da força de gravidade, existindo, portanto, uma diminuição na densidadecom a altura. Este gradiente de pressão dota a atmosfera de uma estabilidadeque é completamente ausente num fluido homogêneo. Quando a força degravidade e a força restauradora introduzida pelo gradiente de densidadetornam-se comparáveis às forças de compressibilidade, as ondas resultantessão denominadas ondas de gravidade acústicas. Estas ondas não sãopuramente longitudinais (exceto quando elas se propagam verticalmente), poisa gravidade produz uma componente de movimento que é transversal àdireção de propagação.O número de Froude,F = UgL é uma medida de significância da força degravidade, e neste contexto, U é velocidade e L é o comprimentocaracterístico para o fenômeno estudado. No caso de ondas de gravidadeatmosféricas a velocidade do vento pode ser considerada como U , enquantoL seria a altura exigida para que a densidade diminua para a metade de seuvalor. A hidrostática, por exemplo, opera numa faixa de pequenos valores de27

F , i. e., F > 1, o gradiente de pressão ea inércia dominam a força da gravidade constituindo fenômenos estudadospela aerodinâmica e pela hidrodinâmica. Já para o caso atmosférico tem-seque: F > 1 para ondas acústicas; F ~ 1 para ondas de gravidade acústicas; eF < 1 para ondas de gravidade (BEER, 1974).2.1.2.Ondas de GravidadeAs ondas de gravidade são ondas atmosféricas verticais transversasresultantes do desequilíbrio entre o gradiente de pressão e a força degravidade. Estas ondas apresentam um período entre 270 s e 8 hs e suasprincipais fontes são: a convecção intensa, as marés atmosféricas, ocisalhamento de vento, os sistemas meteorológicos frontais, a topografia, osajustes de escoamentos em estados de desequilíbrio, os forçantesacompanhando a dissipação local de ondas e as interações onda-onda(FRITTS e ALEXANDER, 2003).A geração topográfica por exemplo, tem sido estudada exaustivamente nasúltimas três décadas usando métodos teóricos, numéricos e observacionais. Asondas sobre montanha ocorrem devido ao efeito de obstáculo que esta impõeao escoamento de vento próximo à superfície. À medida que o vento escoasobre uma montanha sua trajetória é gradualmente ondulada, alterando oequilíbrio local entre o gradiente de pressão e a força de gravidade, de maneiraque, se as condições de estabilidade atmosférica forem adequadas, estedistúrbio se propagará para a alta atmosfera na forma de ondas de gravidade(FRITTS e ALEXANDER, 2003).Além destas fontes de ondas de gravidade, outras fontes mais específicasincluem as erupções vulcânicas (TAYLOR e HAPGOOD, 1988), as explosõesnucleares (HINES, 1974), o terminador, o resfriamento local devido a um28

eclipse e o efeito joule no oval auroral durante intensas tempestades solares(FRITTS, 1984).Como as frentes mesosféricas, estudadas no presente trabalho, constituem umtipo de onda de gravidade, uma revisão mais detalhada destas ondas e odesenvolvimento de sua teoria linear serão apresentados na seção 2.2.2.1.3.Ondas de RossbyNa atmosfera terrestre também existem ondas de grande escala que sãoinfluenciadas pela curvatura da Terra e por sua rotação (efeito de Coriolis). Avariação da magnitude do efeito de Coriolis com a latitude atua como umcampo de força externa que resulta em ondas horizontais transversas comcomprimentos de onda da ordem de milhares de km (BEER, 1974).Estas ondas são conhecidas como ondas de Rossby ou ondas planetárias, econstituem uma teoria bastante utilizada na meteorologia para descrever adistribuição ondulatória associada com sistemas de baixa e alta pressão. Asondas de Rossby propagam-se para Oeste e freqüentemente na direçãooposta ao vento básico (BEER, 1974).Segundo Beer (1974) ondas geradas por cisalhamento são importantes nafronteira entre duas massas de ar, cujas propriedades físicas são diferentes.Esta fronteira é chamada de frente e ocorre ao longo de zonas frontais, deforma que ondas de Rossby de cisalhamento convertem sua energia potencialem energia cinética associada com grandes deslocamentos de tempestades,denominados ciclones.Ondas planetárias também são freqüentemente observadas através da análiseespectral de séries temporais de ventos mesosféricos ou de dados de airglow.Um exemplo de estudo de ondas planetárias na mesosfera pode serencontrado em Lima (2004).29

2.1.4.Ondas de MaréDiferentemente das marés oceânicas que são geradas principalmente pelaforça de atração da Lua, as ondas de maré atmosférica são produzidas peloaquecimento periódico da atmosfera devido a absorção direta da radiaçãosolar. Embora esta absorção represente apenas 20% da energia total recebidapelo planeta, ela é a causa da excitação de ondas internas na atmosfera(CHAPMAN e LINDZEN, 1970). Esta absorção direta é devida principalmenteao vapor d’água na baixa troposfera e ao ozônio na estratosfera, além deabsorções de ultravioleta e extremo ultravioleta pelo oxigênio acima de 90 kmde altitude (FORBES, 1982).A absorção da radiação solar, por unidade de massa e de tempo, éproporcional ao cosseno do ângulo zenital solar durante o dia, e é nula durantea noite. Esta função cosseno truncada tem um período fundamental de 24horas, e uma análise de Fourier desta função revela um componente diurnocom amplitude de ∼ 2 vezes maior que a do componente semi-diurno. Asoscilações atmosféricas excitadas por estes componentes de períodos 24/ihoras (i = 1,2,3,..) são denominadas marés atmosféricas.Além destas marés excitadas termicamente pelo Sol, também ocorrem marésgravitacionais na atmosfera, que embora sejam menos importantes não sãodesprezíveis, pois para o caso das marés semi-diurnas por exemplo, podematingir até 20% da amplitude da maré solar na alta atmosfera (FORBES, 1982).Desta forma, as marés atmosféricas são oscilações em escala global natemperatura, no vento, na densidade e na pressão com períodos que são subharmônicosde um dia solar ou lunar. As marés atmosféricas podem sepropagar para Leste, para Oeste, ou serem estacionárias, porém as maiorescomponentes são aquelas que se propagam para Oeste com o movimentoaparente do Sol, também chamadas de marés migrantes (FORBES, 1982).30

Devido ao maior período de oscilação, as marés atmosféricas são afetadaspelo efeito de rotação da Terra. Além disto, por causa da conservação daenergia ao se propagar verticalmente numa atmosfera cuja densidade diminuiexponencialmente com a altitude a amplitude das ondas de maré cresce com aaltura, partindo de perturbações tão pequenas quanto 0,1% ao nível do mar aperturbações de 30% à 100 km de altitude, onde devido aos efeitosdissipativos, esta energia é então depositada. Mais detalhes sobre a atuaçãodas ondas de maré na região mesosférica podem ser encontrados em Lima(2004).2.2.Dos Ventos Irregulares às Ondas de GravidadeOriginalmente as variações irregulares de vento, não associadas à maré, foramtratadas como turbulência. Porém, quando se verificou a ocorrência destesventos acima da turbopausa, cerca de 100 km de altitude, tornou-se claro quetais variações poderiam estar relacionadas a uma manifestação de ondasatmosféricas internas.Em 1960, baseado em dados de vento inferidos de rastros meteóricos, Hineslançou numa série de artigos os fundamentos da teoria das ondas degravidade, ondas internas com período de oscilação entre alguns minutos ealgumas horas, que surgem do desequilíbrio entre o gradiente de pressão e aforça da gravidade (HINES, 1960). A importância das ondas de gravidade nadinâmica global da atmosfera teve um considerável progresso após estesestudos.Lindzen (1981) discutiu os aspectos das interações de ondas de gravidade como fluxo médio, sugerindo que ondas de gravidade com escalas horizontais de∼1000 km, transferiam momentum para a alta atmosfera. Vincent e Reid (1983)e Meek et al. (1985), entretanto, apontaram as ondas de menor escala (∼10031

km) como as mais importantes nesta transferência de momentum, aodiscutirem a sazonalidade de variação dos fluxos de momentum e energia.Na década de 80 as atenções se voltaram ao fenômeno da quebra de ondas degravidade. Weinstock (1986) sugeriu que processos de interação onda-ondapoderiam explicar o mecanismo de quebra de ondas de gravidade. Porém,Fritts e Dunkerton (1985) e Fritts e Rastogi (1985) demonstraramnumericamente que as instabilidades convectivas eram mais importantes doque os processos de interação onda-onda.Uma outra interação estudada foi a das ondas de gravidade com a marédiurna. Fritts e Vincent (1987) mostraram que as marés modulam o divergentedo fluxo de momentum das ondas de gravidade, atuando no sentido de reduzira amplitude e o avanço de fase, o que foi demonstrado através de simulaçõesnuméricas (FORBES et al. 1991). Em outro trabalho, Miyahara (1985)examinou a interação entre as ondas planetárias estacionárias e as ondas degravidade, e mostrou que as amplitudes das ondas planetárias foram reduzidasdevido ao arraste provocado pelas ondas de gravidade.No final da década de 80 e início da década de 90 vários outros estudostentaram descrever os mecanismos de saturação das ondas de gravidade e oseu espectro universal, tais como a Teoria de Instabilidade Linear (DEWAN eGOOD, 1986), a Teoria do Espalhamento Doppler (HINES, 1991), aParametrização de Fritts e Lu (FRITTS e LU, 1993) e a Teoria de FiltragemDifusiva (GARDNER, 1994). Vários desses modelos são usados naparametrização dos efeitos de ondas de gravidade no Modelo de CirculaçãoGeral (MCLANDRESS, 1998).Uma outra interação investigada foi entre ondas de gravidade e a atmosferabásica que ocorre quando a onda atinge um campo de vento num nível crítico,de modo que a sua velocidade de fase é igual a velocidade do vento médio.Neste caso a velocidade de grupo tende a zero e a onda não mais se propaga,32

ou seja, a onda é absorvida. Isto pode ser considerado como um caso especialde saturação, o qual é acompanhado por mistura turbulenta e transferência demomentum (FULLER-ROWELL, 1994).Com o refinamento das técnicas observacionais no final da década de 90, asfontes associadas às ondas de gravidade começaram a ser investigadas.Forbes et al. (1997) utilizando dados de satélite, relacionaram a atividade deondas de gravidade a convecções profundas em regiões tropicais. Fritts eNastrom (1992) mostraram que, em termos de comprimento de onda médio, atopografia é a principal fonte, seguida por ventos de cisalhamento.Os recentes progressos nos estudos teóricos, numéricos e observacionais dasondas de gravidade foram revisados por Fritts e Alexander (2003). Os autoresressaltaram que a técnica de traçado de raio é uma das mais úteis para seinvestigar a propagação de ondas de gravidade na atmosfera (BROWN et al.2004; GERRARD et al. 2004). O modo reverso do traçado de raio tambémpode ser usado para se localizar as prováveis fontes dos distúrbios queoriginam as ondas de gravidade (HERTZOG et al., 2001; WRASSE et al., 2003,2006a,b). Esta técnica é bastante eficiente para se estimar as região em baixasaltitudes que se configuram como fontes de assinaturas de ondas de gravidadena alta mesosfera e baixa termosfera.Estudos observacionais das características das ondas de gravidade evariações sazonais da direção de propagação também têm sido realizados pormuitos pesquisadores em vários locais do mundo (NAKAMURA et al. 2003;HECHT et al. 2001; WRASSE et al. 2006a,b; MEDEIROS et al. 2004, 2007).Atualmente sabe-se que as ondas de gravidade desempenham um importantepapel na dinâmica da atmosfera, sendo responsável por turbulência e misturade constituintes, transferência de momentum e energia, interações com marése ondas planetárias, variações na estrutura térmica mesosférica e,principalmente, pela interação e modificação do fluxo médio da atmosfera.33

Na Seção 2.3 a seguir será apresentada a teoria matemática das ondas degravidade, cuja solução, representada pela relação de dispersão, define ascondições de propagação destas ondas na atmosfera.2.3.A Teoria Linear das Ondas de GravidadeEm uma série de artigos publicados nas décadas de 50 e 60 Hines propôs queos ventos irregulares observados na alta atmosfera poderiam ser explicadoscomo o resultado de uma soma de modos de propagação de ondas internas(HINES, 1974). A força restauradora para as oscilações das ondas degravidade, um tipo de onda interna, é a gravidade, resultando emdeslocamentos adiabáticos das parcelas de ar características do distúrbio. Asondas de gravidade apresentam períodos de oscilações da ordem de minutos ahoras, sendo o limite inferior o período de Brünt-Väisälä, o qual na mesosfera éda ordem de 5 minutos.As ondas de gravidade podem ser descritas através de uma teoria deperturbação de primeira ordem que é válida para movimentos ondulatórios depequena amplitude. Porém, nesta aproximação a velocidade do fluido deve sermuito menor que a velocidade de fase da onda, o que resulta na filtragem detodas as interações de ordem superior entre as ondas de diferentescomprimentos de onda e períodos. Devido ao decréscimo exponencial dadensidade atmosférica em função da altura, as ondas de gravidade crescemem amplitude à medida que se propagam verticalmente. Isto ocorre até que aonda atinge uma camada limite, a qual não suporta oscilações desta escaladevido às instabilidades. Neste regime, a teoria linear das ondas deixa de serválida e termos não lineares devem ser considerados no conjunto de equaçõespara que se possa ter uma descrição completa do movimento (BEER, 1974).As equações básicas que descrevem o movimento, no sistema de coordenadascartesianas em que x é positivo para o norte, y para o leste e z na verticalpara cima são dadas por (GOSSARD e HOOKE, 1975):34

⎛ dv⎞⎜⎝ dt⎟ +⎠r r 1 r 1 r2 Ω × v = − ∇p+ g + Fρ ρ , (2.1)dρr+ ρ ∇ ⋅ v = 0dt, (2.2)Q = CvdTdt+pDDt⎛ 1 ⎞⎜ ⎟⎝ ρ ⎠ , (2.3)p = ρRT. (2.4)A Equação 2.1 descreve a conservação do momentum, representada pelorrcampo de velocidade de vento v = ( u,v,w); o termo v r 2Ω× a força de Coriolis,rronde Ω = 0, Ω y, Ω ) é a velocidade angular da Terra; géé a aceleração da(zgravidade; as variáveis atmosféricas ρ e p são a densidade e a pressãoatmosféricas; F r caracteriza uma força externa.A Equação 2.2 é a equação da continuidade que representa a conservação demassa dentro de um dado volume. A Equação 2.3 representa a conservaçãorda energia, onde o termo D Dt = ∂ ∂t+ v ⋅ ∇ é conhecido como operador deStokes e representa a derivada total no sistema lagrangiano. O parâmetroC véo calor específico a volume constante e Q é a quantidade de calor recebida porunidade de massa e de tempo. O termo( D Dt)( 1 ρ)p é o trabalho realizadopela massa de ar quando esta sofre uma expansão ou contração. A Equação2.4 é a equação dos gases ideais que pode ser aplicada para a condição de arseco, onde R é a constante dos gases ideais e T a temperatura.Empregando a teoria linear, devido à dificuldade em solucionar as Equações2.1 – 2.4 por causa dos termos não-lineares, obtém-se:35

( u , v,w,p,ρ) = ( u , v , w , p , ρ ) + ε ( u , v , w , p ρ )0 0 0 0 0 1 1 1 1,1(2.5)onde os parâmetros representados pelo subscrito ‘0’ indicam o estado deequilíbrio; os parâmetros representados pelo subscrito ‘1’ indicam o estadoperturbado e ε é um parâmetro proporcional ao desvio do estado de equilíbrio.Ao substituir as perturbações acima nas Equações 2.1 a 2.3 e equacionar ostermos de primeira ordem, obtém-se outra forma do conjunto das equaçõesbásicas para a atmosfera e podem ser expressas pelas equações abaixo:⎛ ∂ uρ⎜⎝ ∂ tv⎞ ∂ pu⎟ +⎠ ∂ x0+ 0⋅∇ − 2ρ0Ωz=v0, (2.6)⎛ ∂ vρ⎜ + v⎝ ∂ t⎞⋅ ∇v⎟⎠∂ p∂ y0 0+ − 2ρ0Ωz=u0, (2.7)⎛ ∂ wρ⎜ + v⎝ ∂ t⎞⋅ ∇w⎟⎠∂ p∂ z0 0+ + ρ =g0, (2.8)∂ ρ+ v∂ t∂ ρ00⋅ ∇ρ+ w + ρ0⋅ ∇v=∂ z0, (2.9)∂ ρ+ v∂ t0∂ ρ0⋅ ∇ρ+ w∂ z+ ρ ⋅ ∇v= c02s⎛ ∂ ρ⎜ + v⎝ ∂ t0∂ ρ0⎞⋅ ∇ρ+ w⎟∂ z ⎠ . (2.10)Supondo soluções do tipo onda-plana é necessário fazer uma transformaçãodos parâmetros atmosféricos da seguinte forma:( U V , W , P) = ( u , v , w , p ) exp[ i ( ω t − kx − ly − mz)],0 0 00(2.11)36

onde,( U , V , W , P)são as quantidades perturbadas nos campos de vento e depressão, porém sem o subscrito 1. Os parâmetros ρ0e ρssão a densidade dogás majoritário médio e a densidade a uma altura de referência. Considerandoo caso de um modelo de atmosfera básica, compressível, sem rotação da Terra( = 0 ), sem difusividade, mas com cisalhamento vertical, as Equações 2.6 aΩ z2.10 podem ser escritas da seguinte forma:DUDt+ Wu'1 ∂P+ = 0,ρ ∂xu0' 0s∂ u0=∂ z, (2.12)DVDt+ Wv'1 ∂P+ = 0,ρ ∂yv0' 0s∂ u0=∂ z, (2.13)1 DP ∂ u ⎛ ∂ ⎞+ +⎜ − Γ⎟Wρ sc sDt ∂ x ⎝ ∂ z ⎠2=0, (2.14)⎛ D⎜⎝ Dt222⎞ 1 D ⎛ ∂ ⎞+ N⎟W+⎜ + Γ⎟P= 0⎠ ρ sDt ⎝ ∂ z ⎠ . (2.15)O parâmetro2cSrepresenta a velocidade do som, enquantoΓ é o coeficientede Eckart, que reflete a influência do gradiente de densidade nos termosinerciais, e é expresso por:Γ =12ρ0∂ ρ0∂ z +g2c s(2.16)O parâmetro N é a freqüência de Brünt-Väisälä, dada em radianos porsegundo, e é expresso por:37

N⎛ ∂ ρ0−g⎜⎝ ρ0∂ zg ⎞+ ⎟c s ⎠2 1=2(2.17)Utilizando a aproximação hidrostática ∝ p ∝ exp( − gz RT )ρ pode-se obter umaexpressão mais simples para a freqüência de Brünt-Väisälä, dada por:N222g ⎛ RT ⎞ g ⎛ γ −1⎞= ⎜ ⎟1 −= ⎜ ⎟2RT ⎝ cs ⎠ RT ⎝ γ ⎠ , (2.18)onde,γ = c pcve os parâmetros cpe cvrepresentam o calor específico apressão constante e o calor específico a volume constante, respectivamente.Reescrevendo o operador de Stokes de forma mais conveniente, tem-se:DDt[ u( z)− c] = −iω= ik, (2.19)onde( )c = ω / k , u z é a velocidade do vento e definindofreqüência angular ou aparente, tem-se:ω com sendo ar rω = k[ c − u ( z)]. (2.20)A freqüência intrínseca ) ω da onda é determinada por um observador que sedesloca junto com o vento médio de fundo e a sua relação com a freqüência) raparente ω é dada por ω = ω − k ⋅ ur .Quando as ondas se movem mais rápido que o vento, ) ω é positivo; casocontrário, é negativo. Na Equação 2.19 supôs-se que as soluções sãoproporcionais a exp { i ( kx − ωt)}. Substituindo a Equação 2.19 nas Equações 2.1438

a 2.15 e eliminando-se P e U entre elas, pode-se encontrar, com um pouco detrabalho algébrico, a seguinte relação:2∂ W2∂t⎡+ ⎢⎣( u − c)0N22u 2 ' ⎤zzΓu0 2 2− − − kh− Γ ⎥Wu0− c u0− c⎦= 0,2∂ u0onde u zz= . (2.21)2∂zDesprezando os efeitos de compressibilidade (ondas acústicas), Γ = 0 , aEquação 2.21 é conhecida como equação de Taylor-Goldstein, a qual é o pontode partida para a análise dos efeitos de cisalhamento e gradientes térmicossobre o regime de propagação das ondas de gravidade. Assim, tem-se:2∂ W2∂ t⎡+ ⎢⎣N2−uzz2( u − c) ( u − c)− k2h⎤⎥W⎦= 0 , (2.22)ondekh= 2π / λ é o número de onda horizontal, u é a velocidade do ventohbásico,Wé a velocidade vertical somados os estados básico e perturbado, eNé a freqüência de Brünt-Väisälä. Sabendo-se que2Neu são funções daaltura e considerando que estas quantidades variam lentamente, pode-se usara aproximação WKB (Wentzel-Kramer-Brillouin) 1 para determinar a solução daequação de Taylor-Goldstein. Assim, a relação de dispersão pode ser dadapor:m2=N2−uzz2( u − c) ( u − c)− k2h, (2.23)onde,mé o número de onda vertical.1 A aproximação WKB, acrônimo de Wentzel-Kramer-Brillouin, pode ser empregada quando aspropriedades do meio variam lentamente numa escala comparável com o comprimento deonda.39

A equação de Taylor-Goldstein apresenta dois tipos de soluções: i) quandom 2 > 0 , as ondas são denominadas propagantes, pois propagam-se livrementeem função da altura; ii) quando m 2 < 0 , as ondas são denominadasevanescentes, isto é, ondas que não se propagam na vertical, estando sujeitasa reflexão da energia da onda.Assim, de acordo com suas características, as ondas de gravidade podem serclassificadas como propagantes ou evanescentes. As ondas propagantes sãocaracterizadas por propagarem-se tanto na horizontal quanto na vertical,enquanto as ondas evanescentes não se propagam verticalmente (GOSSARDe HOOKE, 1975).As ondas propagantes, que incluem as ondas de gravidade internas, ao sepropagarem de modo ascendente, aumentam a amplitude de oscilação àmedida que a densidade da atmosfera diminui, como é ilustrado na Figura 2.2a.Não havendo dissipação de energia, a amplitude da onda torna-se tão grandeque esta pode sofrer um processo de quebra e pode transferir momentum eenergia para o meio, acelerando ou desacelerando o fluxo básico e provocandoturbulência.Há também uma separação do espectro em regiões distintas tais que um dadotipo de onda interna ocorre num dado intervalo de freqüências, como émostrado na Figura 2.2b. A região de altas freqüências ( ω > ω ) é dominadapelas ondas acústicas e a região de baixas freqüências ( ω < ω ) é dominadapelas ondas de gravidade internas ( ω é a freqüência de corte acústico eω N é a freqüência de Brünt-Väisälä). No intervalo entre estas freqüênciasg=ω < ω < ω ) as ondas são denominadas evanescentes.(gaaag40

a) b)Figura 2.2 - a) Ilustração do crescimento da amplitude numa propagaçãoascendente de uma onda de gravidade simples. b) Diagrama defreqüência de onda em função do número de onda mostrando ostrês regimes de propagação de ondas internas: as ondas acústicas,as ondas evanescentes e as ondas de gravidade.Fonte: a) Adaptada de Hargreaves (1992, p. 126). b) Adaptada deBeer (1974, p.55).2.3.1.Os Níveis CríticosSabendo-se que os ventos na atmosfera variam com a altura, uma onda degravidade propagante pode encontrar uma região onde o vento médioapresenta a mesma velocidade de fase desta onda, e a região onde isto ocorreé denominada de nível crítico. Matematicamente, o nível crítico pode serrepresentado pela singularidade na solução da Equação de Taylor-Goldstein(Equação 2.22) que ocorre na região onde a velocidade do vento médio é iguala velocidade de fase horizontal da onda de gravidade u = c.A Figura 2.3 ilustra o comportamento de uma onda de gravidade ao seaproximar de um nível crítico. Quando uma onda se aproxima de um nívelcrítico ( z ) a freqüência intrínseca da onda tende a zero ( ˆ ω → 0), e,cconseqüentemente, o número de onda vertical tende a infinito ( m → ∞ ). Se otempo necessário para a onda atingir o nível crítico for muito grande ( t → ∞ ), aonda será absorvida no nível crítico, em vez de ser refletida ou transmitida. Aexistência de níveis críticos tanto na baixa atmosfera, devido às correntes dejato, quanto na alta atmosfera apresenta um importante efeito no espectro das41

ondas de gravidade que podem existir a uma dada altitude. Os níveis críticosfiltram as ondas com comprimentos de onda horizontal pequeno, pois estasondas apresentam uma baixa velocidade de fase vertical (BEER, 1974).zu 0 (z)zcNível Críticot 5 t4t 3t 2k rk rk r k rtk r 1Cristas da OndaFigura 2.3 - Ilustração de uma onda de gravidade se propagando em direção aum nível crítico.Fonte: Adaptada de Gossard e Hooke (1975, p. 178)2.3.2.As Ondas CanalizadasAs ondas de gravidade são freqüentemente observadas como oscilaçõesperiódicas na pressão atmosférica, na velocidade horizontal do vento ou naintensidade do airglow mesosférico, dentre outros campos tais como atemperatura e a densidade atmosféricas. Se estas ondas são observadas emimagens de airglow num intervalo de tempo de dezenas de minutos a algumashoras é razoável supor que as ondas devem se propagar horizontalmente(NAPPO, 2002).Sob as condições da atmosfera real uma onda de gravidade propagando-separa cima pode atingir um nível onde as características do ambiente, tais como,2Nouu (quadrado da freqüência de Brünt-Väisälä e vento básico,respectivamente) mudam acentuadamente com a altura e ose anula.Quando esta condição acontece pode ocorrer uma reflexão da onda degravidade (PITTEWAY e HINES, 1965).2m42

A reflexão pode ser parcial ou completa. Se for parcial então parte da onda étransmitida acima deste nível, porém com uma amplitude reduzida, e esta ondatransmitida pode ser tanto propagante (número de onda vertical real) quantoevanescente (número de onda vertical imaginário). A onda assim refletidapropaga-se para baixo onde pode ser novamente refletida para cima, por umambiente favorável numa altitude inferior, ou mesmo pela superfície terrestre.Se a distância entre os níveis de reflexão for um múltiplo do número de ondavertical, as ondas incidente e refletida sofrem interferência construtiva, e a ondade gravidade é dita aprisionada ou canalizada tal como ilustrado na Figura2.4a. Nesta configuração as ondas canalizadas são capazes de transportarenergia por longas distâncias, sofrendo pouca atenuação dentro de um ductoque funciona como um guia de onda. No caso da espessura do ducto não serum múltiplo do número de onda vertical, a onda sofre uma interferênciadestrutiva (NAPPO, 2002).OndaIncidenteOndaTransmitidaOndaRefletidaDuctoa) b)Figura 2.4 -a) Ilustração de uma reflexão e transmissão de onda entre doisníveis. Se as ondas incidentes e refletidas estiverem em fase, entãoa onda poderá ser canalizada. b) Perfil do número de onda verticalno caso de um canal Doppler, mostrando as regiões onde a onda épropagante e evanescente.Fonte: a) Adaptada de Nappo (2002, p. 86). b) Adaptada deChimonas e Hines (1986).43

Assim, a análise do número de onda vertical mostra que as ondas de gravidadecanalizadas são ondas propagantes ( m 2 > 0 ) confinadas entre duas regiõesevanescentes ( m 2 < 0 ) ou entre uma região evanescente e o solo, exibindoalgum tipo de ressonância (FRANCIS, 1975). A Figura 2.4b ilustra estacondição de canalização propagante entre duas regiões evanescentes.Quando o mecanismo responsável pela canalização deve-se ao gradiente natemperatura, o ducto é chamado térmico. Quando o mecanismo deve-se aogradiente no vento médio, o ducto é denominado Doppler. E pode ocorrer aindaducto formado por ambos os gradientes, que neste caso é chamado ducto dual.(ISLER et al., 1997).44

3 REVISÃO DAS FRENTES MESOSFÉRICAS3.1.IntroduçãoNas últimas duas décadas o imageamento das camadas de airglow noturno,tais como as camadas de Na, OH, O 2 e OI5577, em vários comprimentos deonda tem produzido valiosa informação da dinâmica da mesosfera.Freqüentemente são observadas estruturas de ondas de gravidade nestascamadas que foram inicialmente classificadas em dois tipos principais. Oprimeiro tipo de onda de gravidade foi denominado de bandas, que geralmenteaparecem como uma série de ondas quasi-monocromáticas, comcomprimentos de onda horizontal da ordem de dezenas a centenas dequilômetros, e persistindo nas observações noturnas por até 8 horas (TAYLORet al. 1987; MEDEIROS, 2001).O segundo tipo de onda de gravidade são os ripples que aparecem comoondas de menor escala, entre 10 e 15 km de comprimento de onda horizontal,persistindo nas observações apenas de forma transiente, por algumas dezenasde minutos (PETTERSON, 1979; TAYLOR e EDWARDS, 1991; MEDEIROS,2001).Enquanto a origem das bandas tem sido associada a orografia e asconvecções troposféricas (TAYLOR et al. 1997; WRASSE, 2004), as fontes dosripples são relacionadas a processos de instabilidade convectiva e dinâmica naprópria mesosfera (HECHT et al. 2004, 2005; WRASSE, 2004).A análise das bandas também tem demonstrado que estas podem se tratartanto de ondas de gravidade propagantes, com deslocamento na vertical e nahorizontal, como também de ondas canalizadas ou de ondas evanescentes. Nocaso das ondas canalizadas, a propagação apenas na horizontal acarreta umalenta dissipação de energia, e, conseqüentemente, um deslocamento porlongas distâncias desde sua região de origem (ISLER et al., 1997). É45

principalmente por esta razão que o estudo das ondas canalizadas temimportantes implicações nos modelos que investigam o transporte de energia emomentum da baixa para a média atmosfera.Um terceiro tipo de estrutura de onda de gravidade foi observado por Taylor etal. (1995a) que a descreveram como “um espetacular evento de onda degravidade” cuja aparência lembrava a de uma pororoca de rio. O eventoocorreu em 10 de outubro de 1993 em Maui (20,8ºN; 156,2ºO), Havaí, EUA. AFigura 3.1 mostra as imagens deste fenômeno nas camadas do airglow OH eOI5577.Figura 3.1 - Imagens da pororoca mesosférica observada em Maui, Hawai em10 de outubro de 1993 na emissão do OH e OI5577.Fonte: Adaptada de Taylor et al. (1995a).As imagens da emissão do OH revelaram uma frente de onda bem definidaseguida por um campo de brilho intenso e um trem de ondas cruzando todo ocampo de visão. A velocidade de fase observada foi de ~ 76 ms -1 , com umcomprimento de onda de 19,3 km e um período de 4,2 min. Esse eventotambém foi observado na camada de Na como uma frente clara.46

Já nas camadas de emissão do O 2 e do OI5577 o evento exibiu um efeitooposto, ou seja, onde as cristas de onda eram brilhantes nas camadasinferiores (OH e Na), elas eram escuras nas duas camadas superiores e viceversa.3.2.A Modelagem do FenômenoDepois da primeira observação realizada por Taylor et al. (1995a) algunsesforços teóricos e de modelagem foram empreendidos na busca deexplicações para as características singulares das chamadas pororocasmesosféricas.Swenson et al. (1998) aplicaram um modelo fotoquímico e dinâmico paraexplicar um evento de frente de onda do tipo wall observado às 08:15 (UT) de 9de outubro de 1993, durante a campanha ALOHA-93, em Maui, Havaí, EUA.Esta frente de onda ocorreu associada a perturbações na emissão do OH, nalinha NaD e no campo de temperatura, além de coincidir com um grandeaumento na densidade do sódio mesosférico (~180%) que permaneceubastante alta pelo restante da noite.A Figura 3.2 apresenta um gráfico de contorno das medidas de densidade desódio obtidas por Swenson et al. (1998) mostrando o aumento na densidadeapós as 08:00 (UT). Para explicar as observações, os autores propuseram queo aumento do sódio mesosférico seria decorrente da neutralização de íons Na +numa camada E esporádica que teria sido rebaixada por uma onda degravidade de grande amplitude, que se apresentaria nas imagens de airglowcomo um wall.Já Munasinghe et al. (1998) sugeriram que a frente de onda observada porTaylor et al. (1995a) poderia ser explicada por uma interação entre dois modos47

de maré dentro de uma região de ducto, porém este modelo não explicou oefeito de complementaridade observado entre as camadas de airglow.Altitude (km)Hora (UT)Densidade de Sódio (cm -3 )Figura 3.2 - Gráfico de contorno de medidas de densidade de sódio na noite de9 de outubro de 1993, quando às 08:15 (UT) Swenson et al. (1998)observaram um wall mesosférico cuja propagação coincidiu comum aumento na densidade de Sódio.Fonte: Adaptada de Swenson et al. (1998).No mesmo ano, Dewan e Picard (1998) propuseram uma explicação para afrente de onda observada por Taylor et al. (1995a) em termos da ocorrência deuma pororoca ondular interna na mesosfera. Dewan e Picard (1998)argumentaram que embora existissem inúmeras observações de pororocasinternas no oceano e na troposfera, estas observações constituiriam o primeirorelato da ocorrência de uma pororoca mesosférica.Baseados num modelo simples de duas camadas atmosféricas, Dewan ePicard (1998) elaboraram, por analogia com a teoria de pororocas em rios, ummodelo de pororoca mesosférica que explicava as observações de airglow.Neste modelo, a pororoca se propagaria dentro de uma estrutura de ducto(térmico ou Doppler) que lhe serviria de guia de onda. A proposição daexistência de tal ducto foi feita baseada nas observações de pororocastroposféricas que exibem esta estrutura, e na observação de fortes camadas de48

inversão durante a campanha ALOHA-93 feitas por Dao et al. (1995), quepossibilitariam a configuração de um ducto térmico.A Figura 3.3a apresenta um gráfico idealizado da freqüência de Brünt Väisäla,N , versus altitude mostrando um ducto térmico estabelecido por uma camadade inversão de temperatura observada por Dao et al. (1995). Já a Figura 3.3bmostra uma ilustração da condição de propagação de uma pororocamesosférica, e o conseqüente deslocamento das camadas de airglow queexplicariam as observações de Taylor et al. (1995a), segundo o modelo depororoca mesosférica proposto por Dewan e Picard (1998).zPlano de simetriaa) b)PororocaFigura 3.3 – a) Gráfico simplificado da freqüência de Brünt Väisäla, N , versusaltitude mostrando um ducto térmico estabelecido por uma camadade inversão de temperatura observada por Dao et al. (1995)durante a campanha ALOHA-93. b) Ilustração da condição depropagação de uma pororoca mesosférica e o conseqüentedeslocamento das camadas de airglow que explicariam asobservações de Taylor et al. (1995a).Fonte: Adaptada de Dewan e Picard (1998).Os autores também realizaram várias previsões a partir das quais seriapossível se testar o modelo. De acordo com o modelo de Dewan e Picard(1998) as camadas de emissão localizadas abaixo da estrutura de ducto seriamrebaixadas durante a propagação da pororoca, tornando-se mais densas, o queaumentaria a temperatura e a intensidade de emissão da camada. De maneiraoposta, as camadas acima do ducto se apresentariam mais escuras devido à49

arefação e diminuição da temperatura na camada. Este comportamentoexplicaria o efeito de complementaridade observado por Taylor et al. (1995a).Ainda de acordo com o modelo de Dewan e Picard (1998), os parâmetrosfísicos da onda observada com imageador poderiam ser comparados com osparâmetros previstos pelo modelo de pororoca mesosférica, que são obtidos apartir de expressões de conservação de massa e de momentum durante o saltohidráulico que formaria a frente de onda. Dewan e Picard (1998) tambémpreviram a ocorrência de um escoamento associado com a propagação dapororoca, além de um aumento no número de cristas no trem de ondasassociado com a diminuição da amplitude da própria frente. Segundo ospesquisadores também seria possível se verificar a ocorrência de frentes deonda fortemente não lineares, que originariam, por exemplo, sólitons namesosfera.Três anos depois, Dewan e Picard (2001) investigaram os processos físicosque poderiam ser responsáveis pela geração de uma pororoca ondular internaem altitudes mesosféricas. Neste trabalho os autores propuseram que ainteração entre ondas de gravidade e o vento básico numa região de nívelcrítico seria um forte candidato a gerador de pororocas. Esta interação poderia,por exemplo, ocorrer dentro de uma camada de inversão pré-existente quedesempenharia o papel de canal dentro do qual ondas de gravidadequebrariam depositando momentum e energia e acelerando o fluxo básico.Esta aceleração propiciaria a formação de uma frente de onda dentro do ductopor um processo não linear de auto-crescimento, tal como é mostrado naFigura 3.4, o que culminaria na geração de uma pororoca.50

→ c + Δc→ cFigura 3.4 – Ilustração do auto-crescimento de um pacote de onda devido apropagação de efeitos não-lineares. Por causa da maior velocidadena porção superior do pacote de onda, esta região se propagarámais rápido do que a base. Assim, a frente do pacote de ondatorna-se cada vez mais íngreme, culminando na formação de umapororoca ondular ou turbulenta.Fonte: Adaptada de Dewan e Picard (2001).Além disso, como Huang et al. (1998) mostraram, tal interação poderia tambémser responsável pela geração da própria camada de inversão de temperatura.Portanto, o mecanismo físico proposto para a produção do ducto seria tambémresponsável pela subseqüente geração da pororoca.Quatro anos depois, Seyler (2005) propôs uma teoria linear de ondas degravidade internas, cujo desenvolvimento seria não-linear, para explicar aformação de pororocas mesosféricas ondulares em ductos térmicos. Assoluções bidimensionais não lineares de seu modelo mostraram queperturbações ondulatórias de grande comprimento de onda e de amplitudefinita desenvolveram um crescimento não linear e formaram pororocasondulares.A Figura 3.5 mostra um exemplo desta solução de equações bidimensionaispara um campo de temperatura potencial. Nota-se na Figura 3.5 uma frente deonda, indicada pela seta, propagando-se na direção de x positivo e seguida porum trem de ondas. Esta configuração é típica das observações de pororocasondulares em imagens de airglow.51

zθ (x,z)Frentede ondaFigura 3.5 – Exemplo de solução de equações bidimensionais para um campode temperatura potencial segundo o modelo de Seyler.Fonte: Adaptada de Seyler (2005).xAs soluções numéricas apresentadas por Seyler (2005), também foramconsistentes com a propagação de ondas de gravidade internas aprisionadasdentro de uma camada de inversão de temperatura. Suas simulaçõesconcordaram com as observações de velocidade de propagação, comprimentode onda, número de cristas no trem de ondas e tempo de formação daspororocas reportadas na literatura. Os resultados da modelagem tambémconcordaram com a noção de que a pororoca ondular é composta de um tremde ondas solitárias cada uma com amplitude dependente da velocidade.Desta forma, os estudos de modelagem de frentes mesosféricas realizados atéo momento demonstram que este fenômeno se constitui numa ativa área depesquisa científica, cuja investigação teórica contribuirá para um melhorconhecimento da dinâmica da mesosfera e baixa termosfera.3.3.A Pesquisa ExperimentalSeis anos depois da descoberta de Taylor et al. (1995a), Medeiros et al. (2001)reportaram o primeiro caso de pororoca mesosférica sobre o Brasil. Aobservação foi feita na noite de 13 a 14 de julho de 1999 em CachoeiraPaulista, SP, a partir de imagens all sky nas emissões do OI5577 e do OHmostradas na Figura 3.6.52

a) b)Figura 3.6 – Imagens linearizadas nas emissões do a) OI5577 e do b) OH nanoite entre 13 e 14 de julho de 1999, obtidas em CachoeiraPaulista, SP mostrando uma pororoca mesosférica. A seta brancaindica a direção de propagação da frente de onda.Fonte: Adaptada de Medeiros et al. (2001).Medeiros et al. (2001) observaram às 24:00 (LT) da noite de 13 a 14 de julhode 1999 uma frente mesosférica bem definida cruzando o campo de visão nadireção nordeste. A Figura 3.7 mostra as variações da intensidade de emissãodo OH, OI5577 e O 2 (0,1) na noite do evento. Os autores verificaram que afrente apresentou um efeito de complementaridade oposto ao reportado porTaylor et al. (1995a), ou seja, foi observado um aumento na intensidade deemissão do OI5577 e O 2 , simultaneamente a uma diminuição na intensidade daemissão do OH.As temperaturas rotacionais medidas em diferentes camadas tambémapresentaram respostas distintas. Enquanto a temperatura rotacional do OHdiminuiu após a passagem da pororoca, a temperatura do O 2 aumentou ~40 K.53

Intensidade Intensity (R) (R)Intensidade Intensity (R) (R)200150100800600400200Min.20OI5577Min.22O2A(0,1)Intensity (R)Temperature (K)4000300020001000240210180150Min.00 02 04 06 20 22 00 02Local Hora Time (LT) (hour)Local Hora Time (LT) (hour)OH(6,2)Figura 3.7 – Variação noturna das intensidades de emissão do OI5577, O 2 (0,1)e OH (6,2) e das temperaturas rotacionais do OH e do O 2 . A linhatracejada indica o horário da passagem da frente mesosférica pelozênite na noite de 13 a 14 de julho de 1999.Fonte: Adaptada de Medeiros et al. (2001).04T OHT O206Batista et al. (2002) também investigaram o ambiente mesosférico envolvido noevento reportado por Medeiros et al. (2001), no entanto Batista et al. (2002) odenominaram de wall. Eles observaram que às 23:45 (LT) da noite de 13 a 14de julho de 1999 a camada de sódio sofreu uma mudança abrupta na suaforma, tal como é mostrado na Figura 3.8. Esta mudança na densidade desódio ocorreu simultaneamente ao fenômeno que se propagou a umavelocidade de ~70ms -1 .As estruturas de vento zonal e meridional medidas com radar meteóricotambém mostraram que entre 21:00 e 01:00 (LT) ocorreu um cisalhamento devento com uma propagação de fase de ~97 para 80 km. Esta propagação defase se mostrou correlacionada com o rebaixamento da altura de uma camadaE esporádica detectada por digissonda. Batista et al. (2002) sugeriram que oaumento da temperatura acima de 90 km de altitude pode ter sido responsávelpelo aumento na densidade de sódio, e também pelo comportamento doseventos de onda observados nas camadas de emissão do airglow.54

Densidade de Sódio (100/cm 3 )13 – 14/07/1999Altitude (km)Hora (LT)Figura 3.8 – Densidade de sódio para a noite de 13 a 14 de julho de 1999. Aregião branca entre as 16:00 e 21:00 (LT) indica ausência dedados. Os pontos pretos representam as alturas da camada Eesporádica medidas com uma digissonda.Fonte: Adaptada de Batista et al. (2002).No ano seguinte, Smith et al. (2003) publicaram a observação de uma nítidapororoca mesosférica a partir de dois locais separados por mais de 500 km nosudoeste dos Estados Unidos, em 14 de novembro de 1999. A Figura 3.9mostra que o evento se apresentou como uma frente escura no OI5577 e clarano OH.Além da frente de onda foi possível acompanhar por mais de 5 horas umextenso trem de ondas. Medidas simultâneas de vento indicaram a ocorrênciade um forte cisalhamento vertical de vento (~19,5 m/s/km) entre 80 e 95 km dealtitude.55

a) b)A Figura 3.9 - Pororoca mesosférica observada por Smith et al. (2003) no dia14 de novembro de 1999 no sudoeste dos EUA a partir de imagensall sky na emissão do a) OI5577 e do b) OH.Fonte: Adaptada de Smith et al. (2003).Medidas também simultâneas de radar de laser de sódio, mostradas na Figura3.10a, mostraram um aumento na densidade de sódio às 06:00 (UT), quandoda passagem do distúrbio. Observa-se também na Figura 3.10b a presença deuma forte camada de inversão de temperatura (~50 K) que, segundo Smith etal. (2003) teria estabelecido uma estrutura de ducto térmico (Figura 3.10c)capaz de suportar a pororoca, o que concordaria com o modelo de Dewan ePicard (1998). Infelizmente, Smith et al. (2003) não avaliaram a contribuição docisalhamento de vento com relação a camada de inversão de temperatura noestabelecimento do ducto, e, desta forma não se pode afirmar categoricamenteque esta observação se trata de uma pororoca dentro de um ducto térmico.Um ano depois, She et al. (2004), ao descreverem um caso de pororocaondular sobre o Colorado, EUA, em outubro de 2002 confirmaram a existênciade uma camada de inversão de temperatura servindo de ducto para apropagação da frente de onda, a partir de medidas de temperatura obtidas comradar de laser de sódio.56

a) Densidade de SódioAltitude (km)b) TemperaturaSem dadosAltitude (km)c) Freqüência de Brünt Väisalä 2Sem dadosAltitude (km)Dens. de SódioSem dadosHora (UT)A Figura 3.10 – Variação noturna da a) densidade de sódio, b) temperatura e c)quadrado da freqüência de Brünt-Väisälä na noite de dia 14 denovembro de 1999 a partir de medidas de radar de laser de sódioem Fort Collins, Colorado, EUA. A linha vertical pontilhada indica ohorário da ocorrência da pororoca, quando se observou umaumento de 20% na densidade de sódio, a ocorrência de umacamada de inversão de temperatura entre 85 e 90 km e um ductotérmico de 6 km de espessura centrado em 86 km.Fonte: Adaptada de Smith et al. (2003).Os dados coletados por She et al. (2004) permitiram determinar os parâmetrosfísicos da pororoca que concordaram com as previsões do modelo de Dewan ePicard (1998). Os autores também verificaram que a região de ducto poderiaser controlada por uma onda de longo período, que estaria relacionada com amaré semi-diurna.She et al. (2004) ainda observaram a ocorrência de instabilidades dinâmicasassociadas com a destruição do trem de ondas que seguia a pororoca, talcomo mostrado na Figura 3.11. Os autores sugerem que esta pode ter sido a57

primeira observação da transição de uma pororoca ondular para uma pororocaturbulenta, tal como previsto pelo modelo de Dewan e Picard (1998).OH 06:14 UTOH 06:43 UTA Figura 3.11 – Imagens linearizadas e subtraídas da imagem imediatamenteanterior mostrando dois momentos da pororoca mesosféricaobservada por She et al. (2004). Às 06:14 (UT) a frente de onda eraseguida por um trem de ondas, que foi destruído a partir das 06:43(UT). A seta branca indica a direção de propagação da pororoca.Fonte: Adaptada de She et al. (2004).Neste mesmo ano, Fechine (2004) apresentou o primeiro estudo de ocorrênciade pororocas mesosféricas na região equatorial brasileira baseado em doisanos de dados de imageador e de fotômetro.Neste trabalho, Fechine (2004) mostrou que os parâmetros das pororocasobservadas sobre São João do Cariri, PB concordavam com as previsões domodelo de Dewan e Picard (1998, 2001). Porém a hipótese de raridade dofenômeno não poderia ser sustentada, ao menos na região equatorial, devido àprofusão de eventos registrados. Ao todo foram identificadas mais de 60pororocas entre setembro de 2000 e setembro de 2002 exibindo os maisvariados aspectos, como os mostrados na Figura 3.12.58

Pororoca 9 - OH 20001225 Pororoca 10 - O5 20001228 Pororoca 16 - O5 20010123Pororoca 18 - O5 20010223 Pororoca 29 - OH 20010624 Pororoca 49 - O5 20020417Figura 3.12 – Exemplos de frentes mesosféricas observadas em São João doCariri, entre setembro de 2000 e setembro de 2002. O subtítulosobre cada imagem indica o evento, o n o de ordem cronológica, aemissão na qual foi observada, além do ano, mês e dia daobservação.Fonte: Fechine (2004, p. 92).Ainda no mesmo ano, Brown et al. (2004) reportaram a observação três frentesmesosféricas sobre Clemson, na Carolina do Norte, EUA, entre 01:40 e 05:00(UT) da madrugada de 15 de outubro de 2001. Neste trabalho os autorespropõem uma denominação geral de frentes mesosféricas a todos osfenômenos de frente de onda observados a partir de imagens all sky deairglow.Brown et al. (2004) também compararam as suas observações com aquelas daliteratura, e concluíram que os fenômenos por eles observados tratavam-se defrentes de onda similares às pororocas previstas pelo modelo de Dewan ePicard (1998). A Figura 3.13 mostra um dos resultados deste trabalho no qualos autores aplicaram a técnica de traçado de raio para o cenário físico59

observado. O resultado da técnica de traçado de raio sugeriu que uma frentefria na troposfera teria sido a provável origem do fenômeno.a) b)Figura 3.13 – a) Resultado obtido a partir da técnica de traçado de raiomostrando as retro-trajetórias (linhas verdes) das ondasobservadas sobre Clemson, Carolina do Norte, EUA (pontovermelho) entre 14 e 15 de outubro de 2001. Os diamantes pretosrepresentam os pontos iniciais destas ondas na mesosfera. b)Resultados previstos pela técnica de traçado de raio para oespectro de ondas de gravidade gerado por uma frente fria natroposfera em 14 de outubro de 2001 às 12:00 (UT).Fonte: Adaptada de Brown et al. (2004).No ano seguinte, Smith et al. (2005) apresentaram evidências observacionaisda formação de uma pororoca mesosférica a partir da quebra de uma extensaonda de gravidade. A pororoca foi observada em 3 de maio de 2003 nasimagens das emissões do OH, NaD e OI5577, obtidas no Observatório deArecibo, em Porto Rico.Medidas com radar de laser indicaram a presença de uma forte camada deinversão de temperatura (~80 K), entre 88 e 96 km sobre Arecibo, confirmadapor perfis de temperatura obtidos pelo satélite TIMED/SABER. A Figura 3.14mostra a variação noturna da densidade de sódio sobre Arecibo medida comradar de laser.60

Altitude (km)Concentração de Sódio (cm -3 )Hora (UT)Figura 3.14 - Variação noturna da densidade de sódio sobre Arecibo em 3 demaio de 2003. A linha tracejada vertical indica o horário no qual seobservou a quebra da onda de gravidade e o surgimento dapororoca.Fonte: Adaptada de Smith et al. (2005).Observa-se na Figura 3.14 que após a quebra da onda de gravidade, às 06:15(UT), a região em torno de 95 km de altura tornou-se instável, resultando emmovimento vertical com um aumento na mistura dos gases mesosféricos. Apósa quebra da onda de gravidade foi observada a formação de uma pororoca,aparentemente devido a deposição de momentum e energia pela onda originalna região de ducto térmico, que segundo Smith et al. (2005) teria suportado afrente de onda. Embora a quebra de ondas de gravidade na mesosfera já tenhasido reportada em trabalhos anteriores (SWENSON e MENDE, 1994; HECHTet al., 1997; YAMADA et al., 2001) o trabalho de Smith et al. (2005) registra aprimeira evidência de quebra de onda de gravidade gerando uma pororoca, talcomo foi proposto por Dewan e Picard (2001).Fechine et al. (2005) apresentaram os resultados de um estudo de ocorrênciade pororocas mesosféricas realizado em São João do Cariri, PB. Nestetrabalho os autores utilizaram imagens all sky nas emissões do OH, O 2 (0,1) eOI5577, além de dados de fotômetro multicanal. Entre setembro de 2000 esetembro de 2002 foi observado um grande número de ondas de gravidade, edentre estas, 64 eventos foram identificados como pororoca mesosférica,principalmente em noites com alta atividade de bandas. A Figura 3.15 mostra61

um histograma da ocorrência de pororocas mesosféricas na região equatorialdo Brasil neste período.OcorrênciaAnoFigura 3.15 – Histograma da ocorrência de pororocas mesosféricas sobre SãoJoão do Cariri, PB, Brasil entre setembro de 2000 e setembro de2002. As barras verticais representam a fração mês-a-mês deocorrência de pororoca (100 x número de eventos/hora total deobservação). Entre parênteses está o número de eventos em cadaestação do ano, que são separadas pelas linhas tracejadas.Fonte: Adaptada de Fechine et al. (2005).Além desta alta ocorrência de pororocas mesosféricas sobre São João doCariri, Fechine et al. (2005) mostraram que a direção de propagaçãopreferencial para as pororocas é para leste e nordeste, tal como apresentadona Figura 3.16a, o que coincide com a direção preferencial das bandas nestaregião (MEDEIROS et al. 2007). A Figura 3.16b mostra que a maior parte daspororocas foi observada entre 18:00 e 24:00 (LT), i.e. , no início da noite.N o de PororocasN o de Pororocasa) b)Figura 3.16 – a) Histograma da direção de propagação das pororocas sobreSão João do Cariri, PB. b) Histograma da ocorrência de pororocasem função da hora local.Fonte: Adaptada de Fechine et al. (2005).62

Na mesma época, Fechine (2004) e Medeiros et al. (2005) apresentaram oprimeiro estudo da resposta da intensidade de emissão do OH, O 2 e OI5577 àpassagem de pororocas mesosféricas, apontando novas classes de pororocasnão previstas pelo modelo de Dewan e Picard (1998).A Figura 3.17 ilustra como as camadas de airglow responderiam à passagemde uma pororoca propagando-se dentro de um ducto, segundo as previsões domodelo de Dewan e Picard (1998). Assumindo a ocorrência de um ducto entreas camadas do O 2 (altitude nominal de 94 km) e do OH (altitude nominal de 87km) o modelo sugere que quando da passagem da pororoca a camada acimado ducto tornar-se-ia mais rarefeita, diminuindo a sua temperatura, o quediminuiria também a sua intensidade de emissão, de forma que a pororocaseria observada como uma frente de onda escura. De maneira inversa, acamada abaixo do ducto tornar-se-ia mais densa, mais quente, econseqüentemente com uma maior intensidade de emissão, o que faria comque a pororoca se apresentasse como uma frente clara.Estendendo então esta análise a todas as possíveis posições de ductos entreas três camadas de airglow (OH, O 2 e OI5577), Fechine (2004) e Medeiros etal. (2005) descreveram as respostas previstas pelo modelo de Dewan e Picard(1998) para as intensidades de emissão.63

Após a pororocaFrioRarefeitoEscuroAntes da pororocaPororocaCamada de O 2(94 km)Plano de SimetriaCamada de OH (87 km)QuenteDensoClaroFigura 3.17 – Diagrama esquemático da oscilação do ducto e do respectivoefeito de complementaridade observado nas imagens de airglowsegundo a previsão do modelo de Dewan e Picard (1998). As setasbrancas indicam a direção de propagação da pororoca.Fonte: Adaptada de Medeiros et al. (2005).Na Figura 3.18 são apresentadas as quatro respostas previstas pelo modelo, asaber: BBD, BBB, BDD e DDD, onde B representa bright, ou claro e Drepresenta dark ou escura. Ou seja, um efeito BBD significa que a camada deOH e de O 2 apresentaram uma frente de onda clara, enquanto a camada deOI5577 apresentou uma frente de onda escura; e de maneira análoga para osoutros efeitos.O fato é que além dos quatro efeitos previstos, Fechine (2004) e Medeiros et al.(2005) também observaram pororocas sobre São João do Cariri queapresentaram efeitos não previstos pelo modelo, tais como os efeitos DBB e oDDB. A Figura 3.19 mostra um histograma da ocorrência de pororocas e seusrespectivos efeitos de complementaridade observados.64

Pororoca 17 - 20010223Após a pororoca Antes da pororocaApós a pororocaPororoca 40 - 20010222Antes da pororocaPororoca 18 - 20010223Após a pororoca Antes da pororocaApós a pororocaPororoca 14 - 20010122Antes da pororocaFigura 3.18 – Diagrama esquemático dos quatro efeitos de complementaridadeprevistos pelo modelo de Dewan e Picard (1998) para as camadasde airglow OH, O 2 e OI5577.Fonte: Adaptada de Medeiros et al. (2005).N o de PororocasNão previstasoutrosFigura 3.19 – Histograma dos efeitos de complementaridade observados naspororocas identificadas sobre São João do Cariri, PB.Fonte: Adaptada de Medeiros et al. (2005).No ano seguinte, Shiokawa et al. (2006) também observaram uma pororocamesosférica na região equatorial de Kototabang, na Indonésia entre 13:00 e14:00 (UT) da noite de 5 de agosto de 2004. Neste trabalho os autores usaramdados de imageador, de fotômetro e de radar meteórico, além de perfis detemperatura obtidos com o satélite TIMED/SABER para caracterizar o ambiente65

no qual a frente de onda se propagou. A frente de onda foi detectada nasimagens all sky das emissões do OH e do OI5577 propagando-se para o nortecom uma velocidade de 52 a 58 ms -1 e um comprimento de onda de 30 a 70km. As camadas de airglow OH, O 2 , Na e OI5577 diminuíram a sua intensidadede emissão após a passagem da frente, e as temperaturas rotacionais do OH edo O 2 também diminuíram em ~10 K. A Figura 3.20 mostra medidas de perfisde vento para leste e para norte em três intervalos de tempo dentro do períodode observação da pororoca observada por Shiokawa et al. (2006). Os autoresobservaram um intenso cisalhamento de vento (80m/s/km) na direção norteentre 84 e 90 km o que pode ter desempenhado um importante papel nageração da frente de onda.Vento obtido com Radar Meteórico (05/08/2004)Altitude (km)Vento ZonalVento MeridionalVelocidade do Vento (m/s)Figura 3.20 – Perfis de vento mesosférico para leste e para norte em trêsintervalos de tempo dentro do período de observação da pororocamedidos com radar meteórico em 5 de agosto de 2004 emKototabang, Indonésia.Fonte: Adaptada de Shiokawa et al. (2006).No mesmo ano, Nielsen et al. (2006) reportaram a primeira observação depororoca mesosférica na Antártica, a partir de imagens all sky de airglowobtidas na noite de 27 a 28 de maio de 2001, na estação Halley. O evento semostrou inicialmente como uma frente de onda única, com grande contraste e66

um aumento nas intensidades de emissão do OH, Na e O 2 , e foi acompanhadopor mais de 3 horas.A Figura 3.21 apresenta três imagens sucessivas linearizadas da emissão doOH mostrando a frente de onda às 18:20, 18:50 e 19:25 (UT). Atrás da frentede onda foi observado o surgimento de um trem de ondas, cujo número decristas aumentou a uma taxa de cerca de 6 cristas por hora.a) b) c)Figura 3.21 – Três imagens linearizadas da emissão do OH mostrando odesenvolvimento de um trem de ondas atrás da pororoca. a) Às18:20 (UT) a pororoca exibia 6 cristas no trem de ondas, b) às18:50 (UT) foram observadas 8 cristas, enquanto c) às 19:25 (UT)12 cristas foram identificadas. A seta branca indica a posição dafrente de onda.Fonte: Adaptada de Nielsen et al. (2006).Em outro trabalho, Stockwell et al. (2006) aplicaram uma análiseunidimensional usando a Transformada-S para avaliar o comportamento dosparâmetros físicos da pororoca observada por Nielsen et al. (2006) durante asua propagação. Esta foi a primeira vez em que tal análise foi empregada emdados de airglow, e através desta análise espectral, a evolução do pacote deonda de uma pororoca mesosférica pôde ser acompanhada.A Figura 3.22 mostra os gráficos de contorno da amplitude do pacote de ondada pororoca em relação ao número de onda e à sua distância do zênite para adireção sul em quatro diferentes instantes. Observa-se que durante apropagação da pororoca o número de onda horizontal aumenta67

simultaneamente a diminuição de sua amplitude. Isto significa que a frente deonda dissipou energia adicionando ondas ao trem em detrimento de suaamplitude, tal como prevê o modelo de Dewan e Picard (1998).N o de Onda (km -1 ) N o de Onda (km -1 )Distância (km)N o de Onda (km -1 )N o de Onda (km -1 )Distância (km)Distância (km)Distância (km)Figura 3.22 – Gráficos de contorno da amplitude do pacote de onda dapororoca em relação ao número de onda e à sua distância dozênite para a direção sul, em quatro diferentes instantes. Observaseque durante a propagação o número de onda horizontal dapororoca aumenta simultaneamente a diminuição de sua amplitude.Fonte: Adaptada de Stockwell et al. (2006).No mesmo ano, Smith et al. (2006) reportaram a observação de uma frentemesosférica sobre o Observatório de El Leoncito, na Argentina em 21 deagosto de 2001. A Figura 3.23 mostra uma seqüência de imagens linearizadasna emissão do OI5577 obtidas desta frente de onda que se propagou para onorte. A frente de onda também apresentou uma grande amplitude e suavelocidade de fase diminuiu durante a sua propagação. Smith et al. (2006)também ressaltaram que um forte gradiente vertical de temperatura, devido amaré semi-diurna, pareceu influenciar a ocorrência da frente de onda.68

Figura 3.23 - Seqüência de imagens linearizadas na emissão do OI5577obtidas no Observatório de El Leoncito, na Argentina em 21 deagosto de 2001 mostrando a propagação de uma frentemesosférica para a direção norte indicada pela seta.Fonte: Adaptada de Smith et al. (2006).No ano seguinte, Li et al. (2007) também apresentaram um evento do tipo wallmesosférico sobre o Havaí, nos EUA ocorrido na noite de 11 a 12 de agosto de2004, propagando-se para nordeste, cuja imagem linearizada na emissão doOH é mostrada na Figura 3.24. Além de imagens digitais, utilizaram medidasde radar de laser de sódio e de mapeador de temperatura mesosférica.NOESFigura 3.24 – Imagem linearizada na emissão do OH com 300 x 300 km. Alinha tracejada amarela indica a posição da frente de onda quesepara a região clara à nordeste da região escura a sudoeste. Aseta vermelha indica a direção de propagação da frente.Fonte: Adaptada de Li et al. (2007).As análises mostraram que o evento foi causado por uma onda de gravidadepropagando-se para cima com grande amplitude. A Figura 3.25 mostra os69

periodogramas da temperatura, do vento zonal e do vento meridional emfunção da altura na noite do evento. Observa-se a ocorrência de oscilaçõescom períodos de 5 e 4 horas indicados pelas linhas tracejada e sólida,respectivamente, nas altitudes das camadas de airglow.Altitude (km)Freqüência (10 -4 Hz) Freqüência (10 -4 Hz) Freqüência (10 -4 Hz)Figura 3.25 – Periodogramas da temperatura (T), do vento zonal (U) e do ventomeridional (V) em função da altura. As linhas tracejada e sólidaindicam a ocorrência de oscilações de períodos de 5 e 4 horas,respectivamente. A amplitude do espectro aumenta do branco parao preto.Fonte: Adaptada de Li et al. (2007).Este wall mesosférico exibiu ainda um comprimento de onda vertical de ~20 kminduzindo grandes variações no campo de temperatura (~60 K) e naintensidade de emissão dos airglows. A intensidade de emissão do OHduplicou, enquanto a intensidade de emissão do O 2 e a concentração de Natriplicaram. O evento também apresentou forte dissipação induzindo um fluxode calor para baixo de cerca de uma ordem de grandeza maior que a médiaanual. O wall mesosférico também transportou um grande fluxo de momentum,da ordem de 70 m 2 s -2 .A diversidade de casos reportados na literatura permite afirmar que frentes deonda de gravidade são comumente observadas na mesosfera, nãoconstituindo, portanto, um evento raro.70

Além disso, estas frentes de onda podem ou não, serem seguidas por um tremde ondas. No caso de ocorrência de trem de ondas a interpretação geralmentedada ao fenômeno é de que se trata de uma pororoca mesosférica, similar aque acontece nos rios. Alguns casos de frentes mesosféricas, porém,apresentam apenas uma transição de região escura para região clara nasimagens de airglow (ou vice-versa). Estes casos são denominados na literaturade walls mesosféricos, e sua natureza física ainda não está bem explicada. Osdiversos trabalhos publicados também concordam na hipótese de que devehaver alguma estrutura de ducto mesosférico, configurado a partir de condiçõesespecíficas de vento e/ou temperatura, capaz de suportar tal fenômeno.Assim, percebe-se que a despeito dos esforços na modelagem do fenômenodas frentes mesosféricas e das inúmeras observações reportadas na literaturamuitos de seus aspectos ainda permanecem desconhecidos. Atualmente, aquestão fundamental sobre a qual a comunidade científica se dedica é oconhecimento da origem e da natureza física deste fenômeno. Além disto, opapel das frentes mesosféricas na dinâmica da média atmosfera constitui numaativa área de pesquisa em geofísica espacial.3.4.A Classificação das Frentes MesosféricasCom o objetivo de definir critérios de identificação das frentes mesosféricas opresente trabalho seguirá a proposta de classificação de Brown et al. (2004) nabusca destes eventos nas imagens all sky do airglow.Diante do uso indiscriminado das expressões pororoca (ou bore) e avanço (ouwall) para denominar as frentes de onda observadas no airglow, Brown et al.(2004) propuseram uma denominação geral de frentes mesosféricas e umaclassificação destes eventos baseada em critérios físicos.71

Segundo Brown et al. (2004) frente mesosférica deveria ser uma denominaçãogeral dada àquelas estruturas observadas nas imagens all sky de airglow quese caracterizassem por:a) Apresentar uma frente de onda bem definida;b) Exibir uma grande extensão horizontal (> 500 km);c) Apresentar uma amplitude mais intensa que outras estruturas no campode visão all sky;d) Sem, no entanto, apresentar necessariamente uma aparênciaondulatória.Dentro desta denominação geral, pode-se então sub-classificar as frentesmesosféricas em quatro tipos distintos, baseados em eventos geofísicos, asaber: pororocas mesosféricas, ondas canalizadas, avanços mesosféricos einterações onda-onda.3.4.1.Eventos do Tipo Pororocas Mesosféricas (Mesospheric Bores)Constituem até o momento o modelo mais aceito para tratar os fenômenos defrentes mesosféricas que apresentam as seguintes características segundoDewan e Picard (1998, 2001):a) Deve existir uma frente de onda separando regiões claras e escuras nasimagens de airglow que se desloca a uma velocidade de ~20 a 100 ms -1 ;b) No caso de pororocas ondulares, a frente deve ser seguida por umpadrão fixo de ondas que se movem a mesma velocidade da frente.Pororocas excepcionalmente fortes podem ser não-ondulares, ou seja,podem apresentar apenas turbulência;c) Deve existir uma camada de inversão de temperatura na altitude dapororoca para prover um ducto, ou então uma estrutura alternativa deducto, formada através de alguma combinação entre cisalhamento devento e inversão térmica;72

d) Imagens em diferentes camadas de airglow associadas com a mesmapororoca devem apresentar uma defasagem de até 180º, uma comrelação a outra, apresentando no último caso a complementaridadedescrita por Taylor et al. (1995a). Essa defasagem depende dasaltitudes relativas entre o ducto e os picos das camadas de emissão;e) A velocidade da pororoca e o comprimento de onda das ondas a elaassociadas devem obedecer às seguintes expressões (DEWAN ePICARD, 1998):1U2= g'0+2( h h )1hh10(2.9)kh1=1⎡h21− h0⎤3 ⎥ ⎦⎢⎣2honde U é a velocidade da frente, k é o número de onda,0h 1(2.10)é a altura dofluido atrás da pororoca eh 0é altura do fluido não-perturbado na frenteda pororoca, tal como é mostrado na Figura 3.3;f) De acordo com Dewan e Picard (1998) a mudança de temperatura sob apassagem da frente deve concordar aproximadamente com a seguinteexpressão:( h − h ) ( 10Kkm)ΔT =/1 0×(2.11)g) Para pororocas ondulares deve haver uma tendência de aumento donúmero de cristas no trem de ondas com o tempo. Dewan e Picard,(1998) estimaram a taxa de geração de aproximadamente 2 a 3 cristasde onda por hora, quando não há escape de energia do ducto;h) E, por fim, talvez seja possível associar a presença de pororocas aocasiões nas quais as fontes de ondas de gravidade sejamexcepcionalmente fortes.73

Como referência, a Figura 3.26 apresenta dois exemplos de pororocasmesosféricas típicas. A Figura 3.26a mostra a pororoca mesosférica observadapor Smith et al. (2003), nos EUA e a Figura 3.26b mostra uma pororocamesosférica observada por Fechine et al. (2005) em São João do Cariri, PB.a) b)Figura 3.26 - a) Pororoca mesosférica em imagem da emissão do OI5577 de14/11/1999 observada sobre Fort Davis, Texas, EUA b) Pororocamesosférica em imagem da emissão do O 2 de 28/12/2002 sobreSão João do Cariri, PB, Brasil. As setas indicam a direção depropagação das frentes de onda.Fonte: a) Adaptada de Smith et al. (2003). b) Adaptada de Fechineet al. (2005).Outros exemplos de pororocas mesosféricas podem ser encontrados em Tayloret al. (1995a); She et al. (2004); Smith et al. (2005); e alguns dos eventosreportados por Fechine (2004) e Medeiros et al. (2005).3.4.2.Eventos do Tipo Ondas Canalizadas (Ducted Waves)Seriam aquelas ondas propagantes dentro de um ducto Doppler ou térmico queocorreriam em altitudes mesosféricas (ISLER et al., 1997; WALTERSCHEID etal., 1999; HECHT et al., 2001).A Figura 3.27 mostra três exemplos de ondas de gravidade observadas comimageador e analisadas junto com dados de vento por Isler et al. (1997)74

durante a campanha ALOHA-93. A análise da condição de propagaçãomostrou que estas ondas apresentaram respectivamente características deonda canalizada (Figura 3.27a), onda evanescente (Figura 3.27b) e ondacanalizada ou evanescente (Figura 3.27c).a) b) c)Figura 3.27 - Exemplos de ondas de gravidade a) canalizada, b) evanescente ec) canalizada ou evanescente observadas com imageador all skydurante a campanha ALOHA-93.Fonte: Adaptada de Isler et al. (1997).Percebe-se com o exemplo acima, que a partir apenas das estruturasobservadas nas imagens não é possível se classificar as ondas de gravidadequanto a sua condição de propagação. Faz-se necessário, portanto, umaverificação tanto das condições de vento quanto das condições de temperaturamesosféricas sob as quais as ondas se propagam para uma descrição maisrealística do cenário físico envolvido.3.4.3.Eventos do Tipo Avanço Mesosférico (Mesospheric Wall)Diferentemente do que ocorre com as pororocas mesosféricas e com as ondascanalizadas, os eventos do tipo avanço se parecem mais como uma funçãodegrau do que com uma frente seguida por um trem de ondas. A Figura 3.28mostra dois exemplos de ondas do tipo avanço mesosférico. A Figura 3.28amostra um wall observado por Medeiros et al. (2001) e Batista et al. (2002)sobre Cachoeira Paulista, SP, Brasil. Já a Figura 3.28b mostra um wall75

observado sobre São João do Cariri, PB, Brasil por Fechine (2004). Observa-senestas imagens de airglow a característica principal de um wall mesosférico, oavanço de um campo escuro no céu noturno, sem, no entanto, ser seguido porum trem de ondas.CPCARIRIa) b)Figura 3.28 – Exemplos de frente mesosférica do tipo avanço ou wall naemissão do OH observados em a) Cachoeira Paulista, SP, na noitede 13/07/1999 e em b) São João do Cariri, PB, na noite de24/06/2001. As setas indicam a direção de propagação das frentes.Fonte: a) Adaptada de Medeiros (2001). b) Adaptada de Fechine(2004).Outros exemplos de wall mesosférico podem se encontrados em Swenson etal. (1998) e Li et al. (2007).3.4.4.Eventos do Tipo Interação Onda-Onda (Wave-Wave Interaction)Por fim, existe a possibilidade de que tais frentes mesosféricas sejam oresultado de uma interação não-linear entre ondas de gravidade, tal como foiproposto por Shiokawa et al. (2003). Neste trabalho os autores reportaram aocorrência de uma intensa e estacionária estrutura de frente escura observadana camada de emissão do OH sobre o observatório de Shigaraki (34,9º N;136,1 o L), no Japão, tal como é mostrado na Figura 3.29.76

O evento não foi observado tão claramente na emissão do OI5577, porém aestrutura foi visível na emissão do OH durante cerca de 2 horas sem qualquerevidência de camada de inversão a ela associada. Por sua forma espacialsimilar a uma frente de onda, ainda que estacionária, convêm que umainteração onda-onda exibindo tal estrutura seja considerada um outro tipo defrente mesosférica.Figura 3.29 - Imagem all sky na emissão do OH obtida sobre Shigaraki, Japãoem 19 de dezembro de 1998 mostrando uma frente escura bemdefinida, porém estacionária, sugerindo tratar-se de uma interaçãonão linear entre ondas de gravidade.Fonte: Shiokawa et al. (2003).Assim, após esta revisão do atual conhecimento das frentes mesosféricas, seráapresentada no Capítulo 4 a instrumentação e a metodologia utilizadas nestetrabalho para identificar, caracterizar e analisar as frentes de onda detectadasem São João do Cariri, PB.77

4 INSTRUMENTAÇÃO E METODOLOGIA4.1.Técnicas de Observação de Ondas de GravidadeNos últimos 40 anos foram feitas inúmeras compilações de observações deestruturas ondulatórias de pequena escala no vento horizontal e natemperatura da média atmosfera, sendo estas interpretadas como perturbaçõesdevido às ondas de gravidade.O início da pesquisa observacional baseava-se em experimentos tais como:liberação de substâncias químicas (KOCHANSKI, 1964) ou explosões degranadas na alta atmosfera (THEON et al., 1967); observações mesosféricasda morfologia de ondas de gravidade em nuvens noctiluscentes (WITT, 1962);e medidas de flutuações de ondas de gravidade nos campos de vento etemperatura a partir de dados meteorológicos (HIROTA, 1984). Sondagens datemperatura e do vento horizontal a partir de foguetes também foram usadaspara se inferir variações sazonal e latitudinal na atividade de ondas degravidade na estratosfera abaixo de ∼ 50 km e com uma resolução de ∼ 1 km(HIROTA, 1984; ECKERMANN et al., 1995).Outra técnica de observação é a medida de flutuação de vento e temperaturaestratosféricos a partir de aviões que tem produzido informação sobre oespectro de velocidades horizontais de ondas de gravidade (BACMEISTER etal., 1996). Alguns estudos a partir de aviões têm relacionado as característicasdas ondas de gravidade na estratosfera com fontes de onda na troposfera,incluindo montanhas, convecção e sistemas frontais (FRITTS e NASTROM,1992).As técnicas óticas de imageamento da aeroluminescência no estudo de ondasde gravidade também se refinaram bastante desde as fotografias da emissãodo OH feitas por Peterson e Kieffaber (1973). Comparando estas fotografiascom as de nuvens noctiluscentes se conjecturava na época, se as estruturas79

observadas no airglow tratavam-se realmente de ondas de gravidade(MORELS e HERSE, 1977), questão que começou a ser esclarecida com asmedidas de comprimento de onda horizontal e velocidade de fase feitas porArmstrong (1982).Ainda na década de 70, Crawfort et al. (1975) já haviam tentado obter imagensda aeroluminescência usando sistemas de TV de alta resolução temporal erelativa sensibilidade, mas apenas na década de 80 foram obtidas imagenssimultâneas de melhor qualidade das camadas de emissão do OH, O 2 eOI5577 (TAYLOR et al., 1987; HERSE et al., 1980).A partir do imageamento da aeroluminescência foi possível observarcomprimentos de onda horizontais entre 10 - 100 km, além de se investigar asdireções preferenciais de propagação das ondas de gravidade. Um outroavanço nesta técnica ocorreu no início da década de 80, quando Peterson eAdams (1983) publicaram as primeiras imagens obtidas com uma lente all skyque cobria uma área de 10 6 km 2 .A década de 90 foi marcada pela introdução de imageadores com dispositivosCharge Coupled Device – CCD no estudo da dinâmica da mesosfera atravésde registros da aeroluminecência (TAYLOR e EDWARDS, 1991). A partir deentão, muitos trabalhos se sucederam contribuindo para o estudo das ondas degravidade, a saber: pela primeira vez se observou um evento de quebra deonda (SWENSON e MENDE, 1994) e análises espectrais bidimensionais foramaplicadas nas imagens permitindo uma maior precisão na avaliação dascaracterísticas físicas das ondas (TAYLOR e GARCIA, 1995).Utilizando um método de triangulação através de imagens do OI5577 obtidaspor dois imageadores, Taylor et al. (1995b) mediram a altitude desta camadade emissão em cerca de 95 ± 2 km. Dois anos depois, Garcia e Taylor (1997)descreveram uma técnica de processamento de imagens usando calibração80

espacial, remoção de estrelas, projeção geográfica e análise de Fourier,consolidando a pesquisa ótica de ondas de gravidade através de imageadores.Nas Seções 4.2, 4.3 e 4.4 serão descritos brevemente o imageador all sky, ametodologia de redução de dados de frentes mesosféricas e o radar meteóricoutilizado no presente estudo. Uma descrição mais detalhada do modo deoperação e dos algoritmos de processamento de dados destes instrumentospode ser encontrada em Medeiros (2001), Wrasse (2004) e Lima (2004). Já aSeção 4.5 apresenta uma descrição da missão TIMED/SABER, cujos perfis detemperatura e de taxa de emissão volumétrica do airglow OH complementaramos dados do ambiente atmosférico necessário ao estudo das frentesmesosféricas.4.2.O Imageador All SkyO imageador com detector CCD é uma versão moderna da câmera de TV dealta sensibilidade e da câmera fotográfica muito utilizadas no início dasdécadas de 70 e 80 para obter imagens de estruturas ondulatórias nas regiõesde emissão do airglow.O imageador instalado no Observatório de Luminescência Atmosférica daParaíba - OLAP, em São João do Cariri (7,4ºS; 36,5ºO), registra imagens docéu noturno nas emissões do OI 557,7 nm, OI 630,0 nm, O 2 (0,1) (865,0 nm) eOH (715,0 – 930,0 nm) 1 , além do fundo luminoso (578,0 nmm). A Tabela 4.1mostra as principais características dos filtros de interferência usados noimageador.1 Com interceptação em 865,5 nm, que corresponde às emissões da banda Atmosférica do O 2 (0-1).81

Tabela 4.1 – Características dos filtros de interferência usados no imageador.Filtro Comp. de Onda (nm) Largura da Banda (nm) Altura Média (km)OI 630,0 3,3 275OI 557,7 2,65 96O 2 (0,1) 865,5 12,0 94OH 715,0 - 930,0 1 215,0 87Fundo luminoso 578,0 2,67 90 - 100Fonte: Medeiros (2001, p. 67).O sistema ótico do imageador, mostrado na Figura 4.1, é composto por umalente do tipo olho de peixe com um campo de visão de 180°, um conjunto delentes telecêntricas, o sistema de filtros de interferência, uma lente acromáticae uma lente objetiva. A luz emitida pelas camadas de airglow atravessa estesistema ótico após incidir na lente olho de peixe, para então ser projetadasobre a área do detector CCD. Ao incidir sobre o detector CCD a informação daluz é transformada em elétrons e armazenada em células individuais, os pixels,cuja quantidade determina a complexidade da CCD e da qualidade da imagem.O CCD do imageador de São João do Cariri consiste de uma área coletora de6,45 cm 2 , com uma matriz de 1024 x 1024 pixels de 14 bits. O chip CCDtambém apresenta uma alta eficiência quântica (80% no visível), baixa correnteescura (0,5 elétrons/pixel/s), baixo ruído de leitura (15 elétrons rms) e altalinearidade (0,05 %). Os tempos de exposição utilizados na obtenção dasimagens de airglow foram 15 s para o OH, e 90 s para o OI6300, OI5577 e O 2 .E a imagem final é agrupada para 512 x 512 pixels para melhorar a relaçãosinal-ruído. Detalhes do sistema ótico do imageador all sky e do método deobtenção de imagens digitais podem ser encontrados em Medeiros (2001) eWrasse (2004).82

Câmera ImageadoraRoda de FiltrosSistemaÓpticoCâmera CCDSistema deRefrigeraçãoFonte deAlimentaçãoFigura 4.1 - Configuração do imageador all sky mostrando a lente olho depeixe, a roda de filtros, o sistema ótico, a câmera CCD, o sistemade refrigeração, a fonte de alimentação e o computador.Fonte: Wrasse (2004, p. 38).4.3.Metodologia de Análise de Frentes MesosféricasPara se realizar a análise espectral de ondas de gravidade do tipo frentesmesosféricas foi necessário inicialmente se desenvolver uma metodologiaespecífica de identificação e caracterização destas ondas.Historicamente, a redução e análise de ondas de gravidade em dados deimagem constituem um laborioso trabalho de redução de dados (MEDEIROS,2001; WRASSE, 2004; FECHINE, 2004). As imagens de airglow geradas peloimageador all sky são gravadas no seu formato original TIFF (Tagged ImageFile Format) em compact disks (CDs), cuja capacidade de armazenamentopermite a gravação de no máximo 3 a 4 noites de dados.83

Armazenados desta forma, a leitura e visualização das imagens de uma dadanoite têm exigido a utilização de um software científico específico, que porvezes se torna pouco eficiente quando se faz necessário, por exemplo, aredução de um ano de dados de ondas de gravidade.Além disto, as imagens originais requerem um ajuste de contraste, o que atéagora tem sido feito manualmente, imagem por imagem durante a visualizaçãodos dados. Tal procedimento dificulta a identificação de ondas e introduz umcomponente subjetivo na redução de dados, que é a dependência da acuidadevisual do operador em otimizar o contraste da imagem.Assim, antes de se iniciar a procura por frentes mesosféricas nos dados deimageador em São João do Cariri, foram desenvolvidas ferramentascomputacionais capazes de realizar automaticamente um contraste nasimagens, e de gerar vídeos para cada noite de observação. O objetivo principaldo desenvolvimento destas ferramentas foi a formação de um banco de vídeosde airglow que fossem fáceis de manipular, com softwares livres ou comerciaisamplamente utilizados, e que apresentassem uma grande taxa decompactação mantendo a qualidade original das imagens. A descrição dobanco de imagens de airglow, além da metodologia de contraste automáticodas imagens e de geração dos vídeos são descritos no Apêndice A.4.3.1.A Identificação de Frentes MesosféricasConcluído o banco de vídeos de airglow a etapa seguinte consistiu naidentificação de frentes mesosféricas entre setembro de 2000 e dezembro de2005 em São João do Cariri, PB.A identificação de frentes mesosféricas segue a definição de frente propostapor de Brown et al. (2004), ou seja, procuram-se estruturas nas imagens deairglow que apresentem uma frente de onda bem definida e com grande84

extensão horizontal (> 500 km). A amplitude desta frente também deve sermaior que outras estruturas no campo de visão do imageador e não devenecessariamente apresentar uma aparência ondulatória.Seguindo estes critérios, o primeiro passo consistiu na visualização de todos osvídeos no formato AVI nas emissões do OH, O 2 e OI5577, correspondentes atodas as noites de operação do imageador em São João do Cariri, PB.A primeira procura por frentes mesosféricas foi realizada em cada emissãoseparadamente. Primeiro se buscou por frentes na emissão do OH, cujasimagens são mais nítidas, mais focalizadas e, portanto, relativamente mais fácilde se detectar estruturas de ondas do que em outras emissões. Concluída aprocura no OH, procedeu-se então com a busca por frentes no O 2 e no OI5577.Esta procura em cada emissão separadamente garante uma menor influênciado operador na identificação de uma candidata a frente em diferentes camadasde airglow.Nesta primeira procura também foram registradas as informações de dia, mês,ano e hora local de uma imagem bem definida na qual tenha aparecido umacandidata a frente mesosférica. Também foi registrada num esboço, aaparência da frente de onda na imagem, i.e. se a frente mesosférica apareceucomo um avanço (claro ou escuro), como um trem de ondas, ou como umaonda solitária.Após listar as candidatas a frente mesosférica, procedeu-se então umasegunda procura a qual demonstrou a uniformidade de redução proporcionadapelo contraste automático nas imagens, pois, uma vez encontrada uma onda, eanotado seu horário e estrutura, numa busca seguinte, se encontrará estamesma onda, sob as mesmas condições de contraste observadasanteriormente, o que não acontecia com o contraste manual.85

Assim, nesta segunda busca, em torno do mesmo horário de ocorrência decada candidata a frente, procedeu-se com a procura de evidências de suapassagem nas outras camadas de emissão. Com esta comparação entre ascamadas e com o contexto da observação durante a noite, decide-se então sea candidata se trata ou não de uma frente mesosférica a partir dos critériospropostos por Brown et al. (2004).Além daquelas que não satisfizeram a estes critérios, foram descartadas ascandidatas a frentes mesosféricas que:− Exibiram uma extensão horizontal menor que metade do diâmetro daimagem original;− Apresentaram pouco contraste, pouca definição ou foram observadas naborda da imagem;− Apresentaram maior semelhança a bandas ou nuvens;− Foram detectadas no início da observação, como um extenso sistemade bandas, mas que não foi possível se observar a frente de onda;− Exibiram um trem de ondas ou um avanço, mas sem frente definida;− Foram observadas em menos de 3 imagens.Esta identificação de frentes mesosféricas a partir de imagens de airglow éuma identificação a priori, já que apenas a condição de propagação definidapelo vento e pela temperatura pode estabelecer a condição de canalização ounão da onda, como será descrito na Seção 4.7.Nesta segunda procura também foi feita uma rápida descrição de eventuaisevidências observacionais do fenômeno que fossem relevantes para pesquisasfuturas, tais como: evidências de formação, dissipação, sinuosidade, efeito decomplementaridade, dentre outras.Após esta descrição, cada evento foi classificado em excelente, bom ouregular, de acordo com a concordância com as características apresentadas86

por Brown et al. (2004). Assim, de acordo com a relevância das evidênciasobservacionais e com a qualidade das frentes, as “melhores” frentesmesosféricas foram selecionadas para serem analisadas em profundidade,através de estudos de caso.A seleção das melhores frentes mesosféricas compôs então um documentocom: uma imagem bem definida do evento em cada emissão; a descrição daevidência observacional registrada e da qualidade da frente; o tipo de frente(pororoca, avanço ou onda solitária); a direção de propagação, além do horárioe da data. Este documento se fez necessário para otimizar a escolha deeventos para a análise espectral.4.3.2.O Pré-Processamento das Imagens de AirglowA análise espectral das imagens de airglow e o cálculo dos parâmetros dasfrentes mesosféricas exigem um pré-processamento dos dados. A técnicautilizada neste pré-processamento é similar àquela descrita por Wrasse (2004),Medeiros (2001) e Maekawa (2000), e por esta razão, será descrita apenasbrevemente no presente trabalho.O primeiro passo do pré-processamento consiste em submeter a imagem deairglow a uma rotação sob um ângulo adequado, de modo que o topo daimagem corresponda ao norte geográfico. A seguir as estrelas são removidasdas imagens, pois sua forte luminosidade pode contaminar o espectro deondas em altas freqüências (MAEKAWA, 2000).No terceiro passo as imagens originais são mapeadas para um sistema decoordenadas geográficas, já que a projeção do céu noturno sobre a câmeraCCD é proporcional ao ângulo zenital (HAPGOOD e TAYLOR, 1982; GARCIAet al., 1997; MEDEIROS, 2001). No sistema de coordenadas geográficas ozênite representa a origem do sistema, onde x e y são os eixos nascoordenadas leste-oeste e norte-sul, respectivamente.87

A quarta etapa é a determinação da fração da flutuação de intensidade dasimagens que fornece uma medida relativa percentual sobre o quanto aintensidade em um determinado pixel variou num determinado instante(GARCIA et al., 1997), e é dada por:ΔIII − I= , (4.1)Ionde I representa a intensidade luminosa contida numa imagem qualquer danoite e I a imagem média de toda a noite.Na quinta etapa do pré-processamento, as imagens são filtradas por um filtrodo tipo passa-alta, com uma freqüência de corte de 5 km. E finalmente, nosexto e último passo, submete-se a imagem a uma função de ponderação,chamada janela de Hanning, que minimiza os lóbulos laterais dos picossignificantes do espectro. Esta função pode ser expressa pela seguinte relação(COBLE et al., 1998):H1 ⎛ 2π ⎞ 1 ⎛ 2π ⎞, −− , (4.2)⎝ ⎠ ⎝( i j) = ⎜1cos i⎟⎜1cos j2 ss ⎟ i2i ⎠ondeiej representam as linhas e as colunas da matriz imagem, esrepresenta o tamanho da matriz em pixels da imagem. Detalhes domapeamento geográfico das imagens e um fluxograma detalhado das etapasdo pré-processamento podem ser encontrados em Medeiros (2001) e Wrasse(2004), respectivamente.4.3.3.A Análise Espectral das Imagens de AirglowO primeiro passo antes de realizar a análise espectral das frentes mesosféricasfoi selecionar um evento no banco de dados e verificar todos os fenômenosobservados naquela noite, e em todas as emissões.88

Feito isto, verificou-se nos vídeos das três emissões, os horários zenitais dasfrentes e os acontecimentos que poderiam a ela estar relacionados. A seguirlocalizou-se a mais nítida imagem da frente mesosférica e se anotou o horárioem torno do qual deve-se efetuar a análise espectral. Como um exemplo desteprocedimento, a Figura 4.2a apresenta uma imagem na emissão do OH obtidana noite de 1º de maio de 2005 às 21:25 (LT). Esta imagem apresenta umaestrutura de frente mesosférica, cuja formação e dissipação foi acompanhadapor aproximadamente 1 hora, e cuja direção de propagação é indicada pelaseta.21:25 LT21:25 LTa) b)21:15 LT 21:19 LT 21:21 LT 21:23 LT21:25 LTc)FIGURA 4.2 – a) Imagem na emissão do OH na noite de 1º de maio de 2005,obtida às 21:25 (LT), mostrando a formação de uma frentemesosférica. A seta indica a direção de propagação da frente deonda. b) Mesma imagem mapeada em 768 x 768 km 2 . O retângulobranco define a região na qual foi realizada a análise espectral. c)Conjunto de imagens que foram analisadas. A linha branca verticaldefine a direção de propagação da principal oscilação identificadacom a análise espectral.89

A seguir selecionou-se a projeção geográfica de 768 × 768 km 2 que é a maisadequada ao estudo de ondas de gravidade de grande escala horizontal (maiorque 500 km), tais como as frentes mesosféricas. A Figura 4.2b apresenta aimagem linearizada em 768 × 768 km 2 , assumindo a altitude nominal de 87 kmpara a camada de emissão do OH. O retângulo branco indica a área deinteresse onde será aplicada a análise espectral.A partir daí, seleciona-se então cinco imagens sucessivas, em torno da melhorimagem escolhida, e de preferência na emissão do O 2 , que tem o melhorcontraste e uma baixa taxa de amostragem. Isso é feito com o objetivo de sedeterminar os parâmetros físicos da onda, tais como, a velocidade de fase, ocomprimento de onda horizontal, o período observado e a direção depropagação.A experiência na redução de dados demonstra que este critério de cincoimagens fornece geralmente uma ótima resolução e uma menor contaminaçãode outras ondas nos picos espectrais encontrados, além de uma boa precisão(± 10%) nos parâmetros físicos calculados. Como exemplo, a Figura 4.2capresenta o conjunto de cinco imagens na emissão do OH, na noite de 1º demaio de 2005 que foram submetidas à análise espectral.Para melhorar o resultado da análise espectral algumas considerações acercada área de análise (representada pelo retângulo branco na Figura 4.2b)precisam ser feitas, tais como: áreas de tamanhos distintos podem produzirresultados ligeiramente distintos, pois na mesosfera real a onda de gravidadenão é monocromática. Outro detalhe importante é que áreas maiores numamesma região da frente de onda geralmente diminuem a precisão na resoluçãodo pico espectral. O mesmo pode ocorrer para áreas escolhidas em regiõesdistintas da frente de onda. Por isso é importante se avaliar a melhor região dafrente de onda que se deseja analisar, e o melhor tamanho da área de análise.90

Deve-se também registrar em imagem, a área que foi escolhida, para quefuturas investigações possam reproduzir os mesmos resultados.Escolhidas as cinco imagens sucessivas, e definida a região da frente que sedeseja analisar, efetuou-se então a primeira análise espectral. Esta análiseconsistiu na aplicação da transformada de Fourier discreta ao conjunto deimagens selecionadas.O espectro de potência em duas dimensões é definido pelo módulo quadrático,F ( k,l) 2, da transformada de Fourier discreta em duas dimensões (DFT-2D), oqual é expresso por:FM − 1 N −1−i−i( ) ⎜ M, =⎟⎜Nk l e e ⎟ f (∑∑x=0 y=0⎛⎜⎝2πxk⎞⎛⎟⎜⎠⎝2πyl⎞⎟⎠x,y)(4.3)onde,F ( k, l)é a transformada de Fourier da função ( x y)números de onda zonal e meridional,analisada.M , Nf , , k,l são osé a dimensão da imagemO espectro de potência é aplicado à região de interesse nas cinco imagens,conforme apresentado na Figura 4.2c. Se o número de imagens selecionadasfor n , o espectro de potência resultante será a média aritmética de todo oconjunto dos n espectros computados.Como o espectro de potência é simétrico em relação a origem,F( k, l) 2 F( − k , −l) 2= , existe uma ambigüidade de 180° na direção depropagação da onda. Neste caso, somente a metade do espectro resultantecontém a informação desejada, a outra metade é redundante.Assim, como o sentido de propagação da onda não pode ser determinadodiretamente através do espectro de potência, foi utilizado o espectro cruzado91

entre duas imagens sucessivas. Este método resolve o problema daambigüidade e foi implementado por Wrasse (2004). A Figura 4.3 apresenta oresultado do espectro cruzado para a seqüência de imagens na emissão do OHmostradas na Figura 4.2c.O gráfico do espectro cruzado da Figura 4.3 mostra a amplitude em função dosnúmeros de onda zonal ( k ) e meridional ( l ) em ciclos/km, para cada uma dasoscilações detectadas. O número de onda na qual a amplitude é máxima,k = 0,001 e l = 0, 034 (ciclos/km), correspondente ao evento de frentemesosférica, apresentado na Figura 4.2. Também é possível observar umsegundo pico de amplitude significante em k = 0,001e l = 0, 013, que representauma outra onda de gravidade do tipo banda presente nas imagens.Amplitude do Espectro CruzadoN o de onda Meridional (ciclos/km)N o de onda zonal (ciclos/km)FIGURA 4.3 – Espectro de potência resultante de um conjunto de cincoimagens na emissão OH obtidas em 1º de maio de 2005 entre21:15 e 21:25 (LT). Os números de onda positivos representamuma direção de propagação para o norte e para o leste,respectivamente. A amplitude máxima no espectro corresponde afrente mesosférica apresentada na Figura 4.2a.92

Após esta primeira análise espectral verificou-se então se houve ou não aocorrência de um pico espectral bem resolvido no gráfico final, tal comoexemplificado na Figura 4.3. Observou-se também a direção de propagaçãodos picos mais intensos encontrados, para verificar se estes coincidiam com adireção observada para a frente mesosférica, e não com alguma outra ondapresente na imagem.Em alguns casos de frentes mesosféricas observou-se a ocorrência de doispicos espectrais definidos, porém diametralmente opostos, sem que se observeoutra onda de gravidade presente nas imagens. A natureza física destes doispicos espectrais ainda precisa ser melhor investigada, mas é provável que umpico espectral seja devido a propagação da frente de onda, enquanto o outropico seja devido a adição de cristas ao trem de ondas, ou a escoamentos nadireção oposta a direção de propagação da frente.Em caso de baixa resolução nos picos obtidos, o procedimento de análiseespectral foi repetido num conjunto de imagens em horários ligeiramentediferentes e/ou mudando-se a posição e o tamanho da área que contêm ainformação da frente a ser analisada.Obtendo-se um resultado espectral bem resolvido, tal como o da Figura 4.3,realizou-se então a análise espectral na emissão do OI5577 dentro da mesmaárea e com as imagens praticamente nos mesmos horários, já que a taxa deamostragem do OI5577 é similar a do O 2 . Depois da análise do OI5577,procedeu-se então com a análise espectral na emissão do OH. A área da frentea ser analisada foi mantida, mas para o OH foi escolhida uma imagem a cadaduas ou três disponíveis dentro do intervalo de horário analisado inicialmentepara o O 2 . Isto foi necessário para se manter um número médio de cincoimagens para análise espectral, já que para o OH a taxa de amostragem deimagens é maior do que para O 2 . Se forem utilizadas todas as imagens nointervalo de horário do O 2 serão então analisadas de 10 a 15 imagens no OH, oque diminuirá a resolução dos picos espectrais encontrados.93

Concluída a análise espectral foram então obtidos os parâmetros físicos dafrente mesosférica a partir do espectro cruzado, segundo o procedimentodesenvolvido por Maekawa (2000). Neste procedimento o número de onda,com a maior amplitude do espectro cruzado é escolhido como sendo o númerode onda na direção zonal ( k ) e meridional ( l ) da onda de gravidade. Adiferença de fase entre duas imagens sucessivas,Δ ϕ( k,l ), é a fase do espectrocruzado para estes números de onda. Logo, a velocidade de fase observada,, pode ser determinada através da seguinte relação:c obsondeΔtcobs=k1 ⋅,2 2 o+ lΔϕ360( k l )1⋅ , (4.4)Δté a diferença temporal entre duas imagens sucessivas. Ocomprimento de onda horizontal λhé determinado diretamente das freqüênciasespaciais ( k,l) , em ciclos/km, pela seguinte relação:λ =hk1+ l . (4.5)2 2O período observado da onda de gravidade pode então ser determinadoatravés da velocidade de fase e do comprimento de onda já estabelecidosanteriormente, pela relação:τ =obsλhc obs. (4.6)A Tabela 4.2 resume os parâmetros das ondas de gravidade observadas naárea selecionada das cinco imagens da emissão do OH entre 21:15 e 21:25(LT) da noite de 1º de maio de 2005.A Tabela 4.2 - Parâmetros físicos observados da frente mesosférica e dabanda de 1º de maio de 2005.Onda de k l φ λ h c obs τ obsGravidade (ciclos/km) (ciclos/km) (graus) (km) (ms -1 ) (min)Frente 1,0 x 10 -3 3,4 x 10 -3 2,2 ± 1 29,5 ± 2 40,7 ± 4 12,1 ± 1Banda 1,0 x 10 -3 1,3 x 10 -4 5,7 ± 1 76,4 ± 4 44,3 ± 4 28,8 ± 294

Se existirem medidas do vento de fundo, na altura das camadas de emissãosimultâneas às medidas de airglow, é possível determinar a velocidade e operíodo intrínsecos das ondas. Como medidas de radar meteórico sãodisponíveis sobre São João do Cariri desde julho de 2004 na Seção 4.4 aseguir será descrita a metodologia de análise de ventos e a Tabela 4.2 seráatualizada para conter os parâmetros intrínsecos das ondas.4.4.O Radar MeteóricoO radar meteórico é um instrumento que detecta a trilha de meteoros quandoestes penetram na atmosfera terrestre. A observação destas trilhas permitedeterminar vários parâmetros, tais como o fluxo de meteoros, o vento neutro eo coeficiente de difusão ambipolar, entre 70 e 110 km de altura. De uma formaresumida, o princípio de funcionamento do equipamento é o seguinte: quandoum meteoróide entra na atmosfera terrestre, ele sofre um processo de ablaçãodevido ao atrito com o ar e é vaporizado numa trilha de gás ionizado passívelde ser detectada por radar. O radar meteórico então, transmite um curto pulsode energia na forma de ondas de rádio a partir de uma antena em Very HighFrequency (VHF). Parte desta energia é refletida pela trilha meteórica ionizadasendo detectada por um conjunto de antenas receptoras.A configuração do radar meteórico em São João do Cariri utiliza uma antenatransmissora e cinco antenas receptoras funcionando como um interferômetro.O ângulo de chegada do sinal refletido é determinado pela diferença de faseentre as cinco antenas. Todo o sistema do radar meteórico é controlado por ummicrocomputador que faz a aquisição dos dados. Detalhes do modo deoperação e do processamento dos dados deste sistema são descritos emdetalhe por Lima (2004) e Wrasse (2004).A Tabela 4.3 fornece algumas especificações do radar meteórico instalado noObservatório de Luminescência Atmosférica da Paraíba em São João do Cariri,PB.95

Tabela 4.3 – Especificações do Radar Meteórico instalado em São João doCariri.Freqüência de transmissão 35,24 MHzPico de potência transmitida 12 kWTaxa de pulso 2144 ppsCanais receptores 5Resolução 2 kmFonte: Adaptada de Clemesha et al. (2001).No presente estudo o radar meteórico operou simultaneamente ao imageadornum regime automático de 24 horas por dia, detectando cerca de 3000 a 6000meteoros úteis diários. Porém, devido ao número esparso de meteorosdetectados abaixo de 80 km e acima de 100 km de altura foram usados dadosde vento apenas entre 81 e 99 km, para se obter uma boa precisão nasmedidas. Os dados utilizados neste trabalho foram interpolados temporalmenteem 3 horas e verticalmente em 1 km nas medidas de vento originais, paragarantir uma continuidade dos dados.Desta forma, os dados de radar meteórico foram usados como uma medidaaproximada do vento médio mesosférico sobre São João do Cariri. Estacaracterização do vento médio objetivou a identificação de ductos Dopplercapazes de suportar a propagação de frentes mesosféricas.4.4.1.Dados de Vento para o Estudo de Frentes MesosféricasSegundo Isler et al. (1997) os ductos Doppler surgem devido a estruturas debaixa freqüência no vento, as quais aprisionam ondas de freqüências maisaltas.A partir da relação de dispersão das ondas de gravidade pode-se inferir quemovimentos com períodos maiores que 6 horas resultarão numa relação entreas escalas horizontal e vertical maior que 60/1 (ISLER et al., 1997). Isto96

significa que ondas de baixa freqüência com escalas verticais de variação devento maiores que 10 km poderão produzir ductos com escala horizontal maiorque 600 km. Assim, ductos com esta extensão horizontal são suficientes parasuportar um evento de frente mesosférica com as características apresentadaspor Brown et al. (2004).A Figura 4.4 mostra a variação noturna do vento médio zonal, meridional, nadireção de propagação da onda, e do gradiente de vento nesta mesma direçãopara a frente mesosférica observada em 1º de maio de 2005 sobre São Joãodo Cariri, mostrada na Figura 4.2.Observa-se na Figura 4.4a que no horário de observação da frentemesosférica, entre 21:00 e 22:00 (LT) (linhas verticais tracejadas), o ventozonal não apresentou grandes variações verticais, exibindo baixas velocidades,entre 0 e 10 ms -1 , praticamente em todo o perfil (entre 81 e 99 km). Já naFigura 4.4b observa-se que o vento meridional variou consideravelmente com aaltura. A partir de 81 km de altura o vento meridional se intensificou passandode 20 ms -1 , para 30 ms -1 em torno de 83 km, e atingindo 40 ms -1 entre 84 e 88km. A partir desta altura o vento médio diminuiu em intensidade até se anularem torno de 90 km, onde ocorreu uma mudança na direção do vento. Acima de90 km o vento passou a soprar para sul atingindo -60 ms -1 em 94 km, e ummínimo de - 80 ms -1 em torno de 98 km.Com relação ao vento na direção de propagação da onda mostrado na Figura4.4c, observa-se que este apresentou praticamente as mesmas característicasdo vento meridional. Tal comportamento é esperado já que a frentemesosférica se propagou na direção de 2º de azimute, ou seja, praticamentepara a direção norte que coincide com a direção meridional.Já o gradiente de vento na direção de propagação da frente onda, mostrado naFigura 4.4d, apresentou um forte cisalhamento entre 85 e 88 km, como97

esultado da variação do vento observada no horário de observação da frentemesosférica.Vento Zonal – Cariri - 1 - 2/05/2005Vento Meridional – Cariri - 1 - 2/05/2005Altitude (km)a)Hora LocalVento na Direção da OndaCariri - 1 - 2/05/2005b)Hora LocalGradiente de Vento na Dir. da OndaCariri - 1 - 2/05/2005Altitude (km)(x 10 -3 m/s)(m/s)c)Hora Local d)Hora LocalFigura 4.4 - Variação noturna do vento médio a) zonal e b) meridional, além c)do vento na direção de propagação da onda e d) do gradiente devento também na direção de propagação da frente mesosféricaobservada em 1º de maio de 2005 sobre São João do Caririmostrada na Figura 4.2.Assim, como existem medidas do vento médio na altura da camada de emissãosimultâneas a observação da frente mesosférica nas imagens de airglow, foipossível se determinar os parâmetros intrínsecos da onda.A velocidade de fase intrínseca da onda de gravidade é dada por:c c uint=obs− , (4.7)98

onde u é o vento médio na direção de propagação da onda. E assim, operíodo intrínseco é dado por:λhτint=cint. (4.8)Na altitude de emissão do OH, entre 85 e 88 km, a velocidade do vento variouconsideravelmente, principalmente entre 21:00 e 22:00 (LT). Foram registradasvelocidades em torno de 10 ms -1 às 21:00 (LT) e cerca de 50 ms -1 às 22:00(LT). Assim, considerando-se uma velocidade média do vento de 35 ms -1dentro deste horário, obtém-se os parâmetros intrínsecos para a frentemesosférica de 1º de maio de 2005, que são mostrados na Tabela 4.4.Tabela 4.4 - Parâmetros observados e intrínsecos da frente mesosférica e dabanda de 1º de maio de 2005.Onda de k l φ λ h c obs τ obs c int τ intGravidade (ciclos/km) (ciclos/km) (graus) (km) (ms -1 ) (min) (ms -1 ) (min)Frente 1,0 x 10 -3 3,4 x 10 -3 2,2 ± 1 29,5 ± 2 40,7 ± 4 12,1 ± 1 5,7 ± 1 5,2 ± 1Banda 1,0 x 10 -3 1,3 x 10 -4 5,7 ± 1 76,4 ± 4 44,3 ± 4 28,8 ± 2 9,3 ± 1 8,2 ± 1O exemplo acima demonstra o potencial de caracterização das condições devento que é possível se obter a partir de medidas de radar meteórico para oestudo de ondas de gravidade. Para o caso de frentes mesosféricas estasmedidas de vento, junto com as medidas de perfil de temperatura e de taxa deemissão volumétrica das camadas de airglow são fundamentais na análise dacondições da mesosfera, cuja metodologia será apresentada na Seção 4.7.4.5.O Satélite TIMEDDesde o século passado os cientistas têm observado que o clima e o meioambiente da Terra são fortemente influenciados pela radiação produzida peloSol, além das variações decorrentes da atividade solar. Monitorando ao longode décadas, o comportamento da atmosfera terrestre, os cientistas atualmenteacreditam que uma mudança global no clima do planeta esteja ocorrendo.Estas mudanças ocorrem primeiramente devido a variações na atividade do99

ciclo solar, mas há evidências de que a atividade humana pós-revoluçãoindustrial também tem contribuído para esta mudança climática, principalmentedevido ao lançamento na atmosfera de gases, tais como o metano e o dióxidode carbono que provocam um efeito estufa.A despeito dos sinais desta mudança climática global, a comunidade científicaainda não dispõe de um conhecimento que sirva de referência com relação aoqual futuras mudanças na alta atmosfera terrestre poderia ser globalmentecomparada, analisada ou prevista. Isto ocorre devido ao ainda restritoconhecimento de algumas regiões da atmosfera terrestre que limita a nossacompreensão da cadeia de conexões existentes no sistema Sol-Terra.Dentro desta atual conjuntura, a missão TIMED (Thermosphere IonosphereMesosphere Energetics and Dynamics) foi desenvolvida com o objetivo deestudar a influência do Sol e da atividade humana na região menos explorada econhecida da atmosfera terrestre, a mesosfera e baixa termosfera/ionosfera(Mesosphere and Lower Thermosphere/Ionosphere - MLTI), entre 60 e 180 kmde altitude que é mostrada na Figura 4.5.A MLTI é a fronteira entre o ambiente terrestre e o espaço, onde a energiasolar é primeiramente depositada. Numa sociedade com uma dependênciacrescente de tecnologias e de comunicação baseadas em satélites, é de vitalimportância se conhecer a variabilidade desta região crítica da atmosferaterrestre. Este conhecimento possibilitará uma previsão dos efeitos destavariabilidade nas comunicações, no rastreamento e no tempo de vida desatélites, na degradação dos materiais embarcados, além de servir de suportea operações de re-entrada de veículos espaciais tripulados. Desta forma, oestudo do clima espacial a partir de missões de satélite, tais como a TIMED,ajudará a comunidade científica a conhecer melhor esta porta de entrada doambiente terrestre que é a MLTI (TIMED WEB SITE, 2005).100

Figura 4.5 – Região da MLTI na qual a missão TIMED concentra seus objetivoscientíficos.Fonte: TIMED Web Site (2005).No estudo da MLTI, os instrumentos instalados em superfície observam apenasuma pequena porção da alta atmosfera, restrita ao local de observação. Alémdisso, a região da MLTI é muito alta para ser estudada usando-se balões.Experimentos com foguetes também fornecem apenas um instantâneo daatividade da MLTI próximo ao projétil, que alguns minutos depois cai de volta aTerra. Desta forma, um estudo da região da MLTI numa escala global e comuma alta taxa de amostragem nunca antes foi realizado, principalmente com atecnologia e a precisão dos experimentos embarcados no satélite TIMED(TIMED WEB SITE, 2005).O satélite TIMED é a primeira missão do programa de Sondas Solares eTerrestres (Solar Terrestrial Probes - STP), de iniciativa da NASA (NationalAeronautics and Space Administration), para o desenvolvimento de missões debaixo custo, porém possibilitando um acesso mais freqüente ao espaço para seestudar sistematicamente o sistema Sol – Terra (TIMED WEB SITE, 2005). A101

Figura 4.6 mostra uma concepção artística do satélite TIMED em sua órbita aoredor da Terra.Figura 4.6 – Concepção artística do satélite TIMED em órbita da Terra.Fonte: TIMED Web Site (2005).A missão é financiada pela NASA em Washington, DC, EUA e é gerenciadapelo Centro Aeroespacial de Goddard em Greenbelt, Maryland. O projeto, aconstrução e a operação do satélite foram realizados pelo Laboratório de FísicaAplicada (Applied Physics Laboratory - APL), da Universidade Johns Hopkinsem Laurel, Maryland, e o APL também lidera os esforços científicos durante amissão.No passado, outros satélites sondaram porções da MLTI, mas o TIMED é aprimeira missão a obter medidas globais desta região, medidas estasimprescindíveis para se conhecer melhor a alta atmosfera. O TIMED tambémestabelecerá as medidas de referência com relação às quais futuros estudosde mudanças climáticas dentro da MLTI poderão ser comparados e analisados.As principais características do satélite TIMED são mostradas na Tabela 4.5.102

Tabela 4.5 – Principais características do satélite TIMED.MissãoData de Lançamento 7 de dezembro de 2001Local de Lançamento Base aérea de Vandenberg, Califórnia, EUAVeículo Lançador Delta II 7920-10 (lançado com o Jason-1)Órbita 625 km circularInclinação 74,1 o a partir do equadorSatéliteMassa 587 kgDimensões2,72 m de altura1,61 m de largura no lançamento11,73 m de largura com painéis solares abertos1,20 m de profundidadeConsumo 400 watts por órbitaTransferência de dados 4 megabits por segundoMemória 5 gigabitsControle de atitude dentro de 0,5 grausFonte: TIMED Web Site (2005).Empregando os mais recentes avanços na tecnologia de sensoriamentoremoto, os instrumentos a bordo do TIMED operam junto a uma rede deobservação de superfície espalhada pelo mundo para obter um conjunto demedidas de temperatura, pressão, vento e composição química da MLTI semprecedentes. Os quatro instrumentos a bordo do satélite TIMED são o SEE, oTIDI, o GUVI e o SABER. O SEE (do inglês Solar Extreme UltravioletExperiment) é composto por um espectrômetro e um conjunto de fotômetroscapazes de medir a radiação ultravioleta solar, i.e., a principal fonte energia naregião da MLTI. Suas medidas incluem raios-x moles, extremo ultravioleta eultravioleta distante, todos de origem solar. O TIDI (do inglês TIMED DopplerInterferometer) é um interferômetro capaz de medir perfis de vento etemperatura na região da MLTI em escala global. O GUVI (do inglês Global103

Ultraviolet Imager) é um espectrógrafo no extremo ultravioleta que realizamedidas globais da composição e da temperatura na MLTI, além da entrada,nesta região, de energia proveniente do oval auroral. O SABER (do inglêsSounding of the Atmosphere using Broadband Emission Radiometry) é umradiômetro multicanal em infravermelho capaz de medir emissões atmosféricasnum largo intervalo espectral e de altitude. O SABER realiza medidas de perfisde temperatura e de fontes de resfriamento atmosférico, tais como o airglow,que ocorre quando a energia solar absorvida é re-emitida para o espaço(TIMED WEB SITE, 2005). Como alguns dados do SABER foramextensivamente usados no presente trabalho detalhes deste instrumento serãodescritos na Seção 4.5.1, a seguir.4.5.1.O Instrumento SABERO instrumento Sounding of the Atmosphere using Broadband EmissionRadiometry - SABER é um dos quatro instrumentos lançados a bordo dosatélite TIMED em 7 de dezembro de 2001. O objetivo principal da missãoTIMED/SABER é explorar de uma forma global a mesosfera e baixa termosferaou MLT (do inglês Mesosphere and Lower Thermosphere) para melhorar oconhecimento de processos fundamentais que governam a energética, aquímica e a dinâmica na região atmosférica entre 60 e 180 km (RUSSELL etal., 1999). Dentro deste objetivo geral destacam-se os seguintes objetivosespecíficos:− Estudar a estrutura da MLT incluindo suas variações sazonais,latitudinais e temporais;− Investigar a energética e a distribuição de espécies radiativamenteativas em condições de ambiente fora do equilíbrio termodinâmico, oucondições de não-LTE (do inglês Non-local Thermodynamic Equilibrium);− Estudar a importância relativa das fontes e sumidouros radiativos,químicos e dinâmicos de energia na MLT;− Analisar a química do O y e HO y e seu acoplamento com a energética e adinâmica da MLT;104

− Estudar o papel da dinâmica no balanço de energia da MLT;− Desenvolver uma climatologia dos principais parâmetros atmosféricosentre 60 e 130 km, i.e., na região central de observação do satéliteTIMED.O experimento SABER consiste de um radiômetro multi-espectral operando noinfravermelho próximo entre 1,27 μm e 17 μm capaz de medir perfis verticaisde emissões de vários gases da atmosfera terrestre. Através de uma visada delimbo o SABER é capaz de sondar continuamente a atmosfera terrestredurante o dia e a noite, permitindo assim o estudo da variabilidade diária dosprincipais parâmetros atmosféricos, dentro de uma cobertura global. A Tabela4.6 apresenta as principais características do instrumento SABER.Tabela 4.6 - Principais características do instrumento SABER.SABERMassa 65,6 kgPotência elétrica 76,5 WTransferência de dados 4 kbpsDimensões 77 x 104 x 63 cmPotência de aquecimento 11,0 WIntervalo de medidas 10 a 180 kmResolução vertical 0,4 kmProjeto e construção Space Dynamics Laboratory, USUTempo de vida > 2 anosFonte: TIMED Web Site (2005).O experimento SABER foi construído a partir do conhecimento adquirido emvários instrumentos de sondagem de limbo, lançados a bordo de satélite nasúltimas três décadas. Entretanto, o projeto e a construção do SABER forambaseados diretamente no bem sucedido instrumento Nimbus-7 LIMS (LimbInfrared Monitor of the Stratosphere).105

Os perfis verticais das radiâncias medidas pelo SABER são analisados usandouma variedade de modelos de não-LTE com o objetivo de derivar perfis detemperatura cinética, de concentração de espécies minoritárias, além de taxasde perda de energia, de aquecimento solar, de aquecimento químico e deresfriamento radiativo.No presente trabalho são usados extensivamente os perfis de temperaturamedidos pelo SABER, e por esta razão a técnica de recuperação datemperatura cinética a partir da radiância do CO 2 pode ser encontrada noApêndice B. Uma lista dos canais espectrais medidos pelo SABER e de suasaplicações científicas também é mostrada na Tabela 4.7.Tabela 4.7 – Canais espectrais do SABER e suas respectivas aplicaçõescientíficas.Parâmetro λ (μm) Aplicação Científica Altitude (km)CO 2 15 Temperatura cinética, medidas de pressão e altitude, taxas de resfriamento pela 10 - 135emissão em infravermelho, estudo da natureza de não-LTE e LTE do CO 2.O 3 9,6 Concentração de O 3 , taxa de resfriamento, taxa de aquecimento solar, 15 - 100estudos de química e dinâmica básica da atmosfera.O 2 ( 1 Δ) 1,27 Concentração de O 3 diurno, perda de energia, 50 - 105inferência de oxigênio atômico a noite.CO 2 4,3 Concentração de CO 2 e aquecimento solar na alta mesosfera, 85 - 140traçador dinâmico acima de 90 km.OH(υ) 2,0 e 1,6 Emissão usada para inferir [H] e [O], perda de energia por quimiluminescência, 80 - 100dinâmica da mesosfera, nuvens mesosféricas polares, aquecimento químico.NO 5,3 Resfriamento termosférico e química do Nox. 90 - 180H 2 O 6,9 Fonte de hidrogênio, traçador dinâmico, resfriamento da baixa mesosfera. 15 - 80Fonte: TIMED Web Site (2005).106

O radiômetro SABER também está calibrado para obter uma acurácia 2 melhorque 5% na maioria dos canais espectrais. A Tabela 4.8 mostra a acurácia e aprecisão 3 dos parâmetros medidos pelo SABER, além dos intervalos de alturae do período do dia em que as medidas obtidas são válidas.Tabela 4.8 - Acurácia e precisão dos parâmetros medidos pelo SABER.Parâmetro Altitude (km) Acurácia Precisão PeríodoTemperatura 10 - 135 1,5 K entre 15 e 80 km 0,5 K entre 15 e 70 km dia e noite4,0 K entre 80 e 100 km 1,0 K entre 70 e 80 km2,0 K entre 80 e 100 kmO 3 (9,6 μm) * 15 - 100 20% entre 15 e 90 km

4.6.A Disponibilidade de DadosOs dados do satélite TIMED/SABER (~2 milhões de sondagens obtidas desdejaneiro de 2002) estão disponíveis para a realização do presente trabalho comoresultado de uma cooperação estabelecida com a Universidade de Hampton ecom o NASA Langley Research Center, ambos em Hampton, VA, EUA. Comose pode perceber, a manipulação deste volume de dados exigiu a elaboraçãode um banco de dados de satélite, cuja descrição encontra-se no Apêndice C.Assim, para empreender um estudo de caracterização física das frentesmesosféricas na região equatorial se fez necessário trabalhar com dadossimultâneos de imageador (imagens all sky do airglow), de radar meteórico(perfis de vento na mesosfera) e do satélite TIMED/SABER (perfis de pressão,densidade, temperatura e da taxa de emissão volumétrica do OH em 1.6 μm).A Figura 4.7 apresenta a disponibilidade destes dados no Observatório deLuminescência Atmosférica em São João do Cariri, PB.Disponibilidade de Dados sobre São João do CaririImageador All SkyTIMED/SABERRadar MeteóricoImageador All SkyTIMED/SABERRadar MeteóricoImageador All SkyTIMED/SABERRadar Meteórico2000 20011 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 122002 20031 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 122004 20051 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12Figura 4.7 - Disponibilidade dos dados de imageador all sky, radar meteórico edo satélite TIMED/SABER no Observatório de LuminescênciaAtmosférica em São João do Cariri, PB, entre 2000 e 2005.108

Como o imageador entrou em operação em setembro de 2000, o satéliteTIMED/SABER em janeiro de 2002 e o radar meteórico em julho de 2004, operíodo ideal para o estudo de frentes mesosféricas com todos os dadosdisponíveis compreende os meses de junho de 2004 a dezembro de 2005.4.7.Metodologia de Análise do Ambiente MesosféricoCom o objetivo de se investigar em detalhes algumas frentes mesosféricasobservadas em São João do Cariri, será apresentada nesta seção ametodologia utilizada na análise das condições do ambiente mesosférico.Para se avaliar as condições atmosféricas durante a propagação de frentesmesosféricas, foram utilizados perfis de temperatura cinética e de taxa deemissão volumétrica (Volumetric Emission Rate - VER) do OH em 1,6 μmobtidos pelo satélite TIMED/SABER, perfil de vento obtido pelo radarmeteórico, além dos parâmetros físicos da onda calculados com a análiseespectral.Como um exemplo do procedimento de análise realizado nas frentesmesosféricas detectadas, a Figura 4.8 apresenta um quadro do ambientemesosférico para a frente de onda observada em 1º de outubro de 2005 sobreSão João do Cariri (detalhes do caso podem ser encontrados na Seção 6.2).A Figura 4.8a apresenta o perfil de temperatura cinética (linha sólida) medidocom o TIMED/SABER em 1/10/2005 sobre São João do Cariri, PB e respectivoperfil de temperatura potencial (linha pontilhada). As linhas tracejadasrepresentam a taxa de queda adiabática da temperatura. A Figura 4.8bapresenta o perfil do quadrado da freqüência de Brünt-Väisälä e a Figura 4.8cmostra o perfil do vento na direção de propagação da onda medido com radarmeteórico (linha sólida). A linha pontilhada vertical na Figura 4.8c indica avelocidade de fase da onda.109

θ (x 10 4 K)Brünt - VäisälaVentoλ z(km)Airglowa) b) c) d) e)T (K) N 2 (x 10 -4 s -2 ) Vento (m/s) m 2 (x 10 -7 m -2 ) VER normal.Figura 4.8 - a) Perfil de temperatura cinética (linha sólida) medido com oTIMED/SABER em 1/10/2005 sobre São João do Cariri e respectivoperfil de temperatura potencial (linha pontilhada). As linhastracejadas representam a taxa de queda adiabática da temperatura.b) Perfil do quadrado da freqüência de Brünt-Väisälä. c) Perfil dovento na direção de propagação da onda medido com radarmeteórico (linha sólida). A linha pontilhada vertical indica avelocidade de fase da onda. d) Perfis do número de onda vertical2( m ) (linha sólida) e do comprimento de onda vertical (λ z ) (linhapontilhada). e) Perfis verticais das taxas de emissão volumétricanormalizadas (VER) do OH em 1,6 μm (linha sólida) medido pelosatélite TIMED/SABER e do O 2 (0,1) (linha tracejada) e OI5577(linha pontilhada) calculados com o modelo MSIS-90. As linhassólidas horizontais que cortam os gráficos delimitam a base e otopo da região propagante que define o ducto.2Já a Figura 4.8d mostra os perfis do número de onda vertical ( m ) (linha sólida)e do comprimento de onda vertical (λ z ) (linha pontilhada). Por fim, a Figura 4.8eapresenta os perfis verticais das taxas de emissão volumétricas normalizadas(VER) do OH em 1,6 μm (linha sólida) medido pelo satélite TIMED/SABER e doO 2 (0,1) (linha tracejada) e OI5577 (linha pontilhada) calculados com o modelo110

MSIS-90 (HEDIN, 1991). As linhas sólidas horizontais que cortam os cincográficos delimitam a base e o topo da região propagante que define o ducto.A Figura 4.8a apresenta o perfil de temperatura cinética (linha sólida) obtidopelo satélite TIMED/SABER em 01/10/2005 nas coordenadas de pontotangente médio de (1,48º N; 44,34º O).Neste dia o satélite TIMED/SABER realizou 13 sondagens numa área de 20º x20º centrada em São João do Cariri e, seguindo o critério do horário maispróximo do horário da observação da onda, foi selecionado o perfil das 07:37(LT), que é similar aos outros perfis obtidos neste dia. Esta consideração éválida, já que a estrutura térmica da mesosfera equatorial não se altera tãoabruptamente, como ocorre em altas latitudes (GILLE e HOUSE, 1971). Aslinhas tracejadas representam a taxa de queda adiabática da temperatura, queé de -9,8K/km. Ainda na Figura 4.8a a linha pontilhada representa o perfil detemperatura potencial calculado a partir das medidas de pressão e temperaturado satélite TIMED/SABER, e que juntamente com o perfil do quadrado dafreqüência de Brünt-Väisälä, apresentado na Figura 4.8b, define a estabilidadeestática que será descrita na Seção 4.7.2.Na Figura 4.8c é apresentado o perfil de medidas de vento mesosférico (e seusrespectivos desvios padrão) na direção de propagação da frente de onda (66ºde azimute) para o horário do evento, ou seja às 18:00 (LT), obtido com radarmeteórico. A linha pontilhada vertical indica a velocidade de fase da frentemesosférica que foi de 67 ms -1 .Já a Figura 4.8d apresenta o perfil do número de onda vertical (linha sólida) edo comprimento de onda vertical (linha pontilhada) calculados para osparâmetros físicos observados. Sabe-se da teoria de ondas de gravidade quequando m → 0 o comprimento de onda vertical tende a infinito. Observa-se naFigura 4.8d que o valor de2mem 90 e 94 km é aproximadamente zero, no111

entanto o comprimento de onda vertical não tende ao infinito pelo fato do perfilde vento se tratar de uma função discreta, com medidas interpoladas a cadaquilômetro. Ao se reproduzir o perfil de vento com uma interpolação a cada 100m, por exemplo, pode-se verificar que o valor de λzaumentaconsideravelmente em 90 e 94 km, de forma que o perfil de λ zexperimental(função discreta) reproduz o comportamento do perfil de λ zteórico (funçãocontínua) apresentandoλ → ∞ onde m → 0 . Os perfis de temperatura e devento, junto dos parâmetros físicos da onda de gravidade definem a condiçãode propagação da onda, cujo procedimento de análise será descrito na Seção4.7.3.A Figura 4.8e apresenta o perfil de taxa de emissão volumétrica normalizadoou VER do OH em 1,6 μm medido pelo satélite TIMED/SABER (linha sólida).Os perfis do oxigênio atômico em 557,7 nm e da banda (0,1) do O 2 foramobtidos a partir da modelagem das camadas utilizando dados do modelo MSIS-90, ajustados às medidas do OH obtidas pelo satélite TIMED/SABER. Os perfisde VER são fundamentais para a análise do efeito produzido pelas frentesmesosféricas nas camadas de airglow, por esta razão sua modelagem serádescrita na Seção 4.7.3.4.7.1.Análise da Condição de Estabilidade MesosféricaA análise da estabilidade estática da atmosfera é importante na avaliação dascondições ambientes durante eventos de frentes mesosféricas pelas seguintesrazões:i) é a estabilidade estática que define o comportamento de uma parcela dear ao ser deslocada de sua posição de equilíbrio na atmosfera;ii) caso a parcela de ar tenda a retornar ao seu nível de equilíbrio, ela ofará através de oscilações na freqüência de Brünt – Väisäla, quantidade112

que pode ser comparada com o período da onda medido, através daanálise espectral e dos dados de vento;Para se discutir as condições de estabilidade estática na mesosfera foicalculado o perfil de temperatura potencial (linha pontilhada) apresentado naFigura 4.8a a partir da pressão e da temperatura medidos pelo satéliteTIMED/SABER. A temperatura potencial θ é definida como sendo atemperatura que uma parcela de ar seco, a uma dada pressão e temperatura,teria se fosse expandida ou comprimida adiabaticamente a pressão atmosféricaao nível do mar (HOLTON, 1992). Matematicamente, a temperatura potencial édada pela seguinte expressão:Rc p⎛ p0⎞θ = T⎜⎟ , (4.9)⎝ p ⎠ondeTé a temperatura ep é a pressão a qual a parcela de ar estásubmetida, ambos medidos pelo satélite TIMED/SABER); p 0é a pressão dereferência ao nível do mar (1.013,25 mb); R é a constante dos gases (287 JK −1 kg -1 ); e c é o calor específico a pressão constante (1.004 J K −1 kg -1 p).Se a temperatura potencial aumenta com a altura, então uma parcela de ardeslocada de sua posição inicial, para cima ou para baixo, tenderá a retornar aseu nível de equilíbrio através de oscilações adiabáticas, a uma freqüência deflutuabilidade (HOLTON, 1992). Esta freqüência é chamada de freqüência deBrünt -Väisäla ( N ), que para a mesosfera é de aproximadamente 5 min.No caso da temperatura potencial ser constante com a altura, a freqüência deBrünt Väisäla será nula, ou seja, a parcela de ar deslocada, não sofre qualqueraceleração e permanece num estado de equilíbrio neutro no seu novo nível(HOLTON, 1992).113

Por outro lado, se a temperatura potencial diminui com a altura o deslocamentoda parcela de ar aumentará exponencialmente com o tempo, o que define aregião como sendo estaticamente instável (HOLTON, 1992). A Tabela 4.9apresenta um resumo das três condições de estabilidade atmosféricaobservadas de acordo com a variação da temperatura potencial e dafreqüência de Brünt - Väisäla.Tabela 4.9 - Condições de estabilidade atmosférica de acordo com a variaçãovertical da temperatura potencial e da freqüência de Brünt-Väisäla.Condições deEstabilidade Atmosféricadθ> 0d z, N 2 > 0dθ= 0d z, N 2 = 0dθ< 0d z, N 2 < 0Estaticamente EstávelEstaticamente NeutraEstaticamente InstávelFonte: Adaptada de Holton (1992, p. 55).Analisando os gráficos da Figura 4.9a e 4.9b observa-se que de uma formageral a mesosfera estava bastante estável na noite de 1/10/2005, apresentandoapenas estreitas faixas em torno de 71, 87 e 99 km de altura, onde2Nfoi nulo.Especificamente, entre 89 e 97 km observa-se uma região estável onde o2Napresenta valores entre de 6 x 10 -4 s -2 e 12 x 10 -4 s -2 , i. e., uma freqüência deBrünt-Väisälä entre 4 e 8 minutos.114

101 km97 km89 km86 km72 km70 kma) b)Figura 4.9 - Análise da estabilidade estática da mesosfera a partir dos perfis dea) temperatura (linha sólida) e temperatura potencial (linhapontilhada) e b) do quadrado da freqüência de Brünt-Väisälä. Asáreas em roxo, verde e vermelho indicam regiões estáveis, neutrase instáveis, respectivamente.4.7.2.Análise da Condição de Propagação de Ondas de GravidadeNo seu trabalho pioneiro, Hines (1960) mostrou que a relação de dispersãopara ondas de gravidade se propagando numa atmosfera sem cisalhamentovertical de vento era dada pela seguinte expressão:m22N1= − k , (4.10)2h−22( u − c) 4H2onde, m é o número de onda vertical, N é o quadrado da freqüência deBrünt-Väisälä; u é a velocidade do vento básico; c é a velocidade de fase daonda;kh= 2π / λ é o número de onda horizontal; e H é a altura de escala.h115

Entretanto, nota-se que as restrições feitas ao comportamento do vento defundo tornam a atmosfera pouco realística, principalmente se foremconsideradas ondas de gravidade de maior escala, propagando-se namesosfera, ambiente onde o vento varia bastante.Nestas condições deve-se adotar uma relação de dispersão mais realística,considerando-se uma onda plana e a aproximação de Boussinesq, supondoque não existe rotação, nem dissipação, e que os movimentos do fluido são depequena amplitude. Neste caso a relação de dispersão é dada por(CHIMONAS e HINES, 1986; ISLER et al., 1997):m2Nu2zz 2= − − kh, (4.11)2( u − c) ( u − c)ondeuzzé a derivada segunda do vento com relação a altura, e a Equação24.11 representa a solução da Equação de Taylor – Goldstein quando N esão funções da altura, e variam lentamente.uA Equação 4.11 leva em consideração o termo da segunda derivada do ventode fundo em detrimento do termo da altura de escala. Esta aproximação temgrande influência no resultado do cálculo doe, conseqüentemente, naavaliação da condição de propagação de uma dada onda de gravidade.2mA Figura 4.10 apresenta um diagrama esquemático da propagação vertical deondas de gravidade num ambiente com cisalhamento vertical de vento. Quandoo vento de fundo torna-se mais intenso com a altura, e a onda se propaga paracima na direção oposta ao vento, a onda é refletida.116

Ponto de reflexãoNível críticoAlturakC gVento de fundoFigura 4.10 – Ilustração da propagação vertical de ondas de gravidade numambiente com cisalhamento vertical de vento.Fonte: Adaptada de Mitsuno e Shimazaki (1981).Por outro lado, se a direção de propagação é a mesma do vento de fundo, ocomprimento de onda vertical e a velocidade de grupo tornam-se menores namedida em que a velocidade do vento u aproxima-se da velocidade de fasehorizontal da onda c , tal como é esperado a partir da Equação 4.10. A alturaonde u = c é chamada de nível crítico, o que corresponde a m → ∞ , como foimostrado na Seção 2.3.1. Bretherton (1967) mostrou que um pacote de ondade gravidade não pode atravessar um nível crítico, desta forma a onda não érefletida, mas sim dissipada, depositando fluxo de momentum no vento defundo.Assim, para a análise de propagação de ondas de gravidade de grande escala,como as bandas e as frentes mesosféricas, cuja observação ocorre numintervalo de tempo de algumas horas, deve-se usar a relação de dispersãodada pela Equação 4.11, cuja análise de termos será discutida a seguir.4.7.2.1.Análise dos Termos da Relação de DispersãoOs termos da relação de dispersão expressa pela Equação 4.11 podem serdefinidos da seguinte forma:117

− 1º termo: o termo deN22N , dado por( )2u − c;− 2º termo: o termo dezz− 3º termo: o termo deu , dado por ( − )2kh, dado poruu zzc2kh.;Para avaliar a condição de propagação de uma onda de gravidade do tipofrente mesosférica será analisada a seguir a ordem de grandeza dos termos de2m, mostrada na Figura 4.11 para o caso de 1º de outubro de 2005 (discussãodo caso na Seção 6.2).Observa-se na Figura 4.11 que enquanto a ordem de grandeza do termo de uzz(10 -7 2) é similar a do (10 -7 2m ), a ordem de grandeza dos termos de N (10 -11 ) ede2k h(10 -10 ) são consideravelmente menores. É por esta razão que os perfis22dos termos de N e de , nas Figuras 4.11b e 4.11c, apresentam-se comok huma reta coincidindo com a origem das abscissas. Por outro lado, o perfil de2mpraticamente reproduz o perfil deuzz, considerando-se que o termo de u zz2sofreu uma mudança de sinal para o cálculo de m .A avaliação percentual da contribuição de cada termo ao valor de2mresultante (i.e. 100 x valor de cada termo/ m2) mostrou que: enquanto o termode22u contribuiu com 103% do valor total de m , o termo de contribuiu comzzk h2-3% e a contribuição do termo de N foi desprezível.Desta forma, para o caso da frente mesosférica de 1º de outubro de 2005 acondição de propagação definida pelo ducto foi controlada pelo vento, ou seja,tratava-se de um ducto Doppler.118

λ2zVento Termo de N 2 Termo de du 2 Termo de k 2 m 2a) b) c) d) e)(m/s) (x 10 -7 m -2 ) (x 10 -7 m -2 ) (x 10 -7 m -2 ) m 2 (x 10 -7 m -2 )2Figura 4.11 - Análise da ordem de grandeza dos termos de m calculados apartir dos perfis de vento e temperatura obtidos para o caso dafrente mesosférica de 1º de outubro de 2005 sobre São João doCariri.A questão agora a ser explicada é a seguinte: porque o termo do vento, i.e. otermo de u zz, predomina sobre os termos da temperatura (termo de2N) e de2k hna relação de dispersão, neste caso de frente mesosférica? A resposta aesta questão será discutida a seguir.4.7.2.2. Discutindo o 1º termo de2mCom relação ao 1º termo da Equação 4.11,( )2N2u − c, na relação de dispersão,observa-se que: o valor de2Né da ordem de 5 min na mesosfera, e pode serconsiderado constante, o que não constitui uma restrição severa, já quevaria lentamente dentro da escala de tempo de poucas horas (ISLER et al.,1997).2N119

Observa-se também que pelo fato do denominador estar elevado ao quadrado,e o numerador ser sempre positivo, este termo contribui apenas para tornarpositivo, ou seja, o termo da temperatura contribui apenas para estabelecer2uma condição propagante no perfil de m .2mAlém disso, se a diferença entre a velocidade do vento e a velocidade de faseda onda for grande, o denominador ( u − c) 2contribuirá quadraticamente paradiminuir o valor final do 1º termo. Isto significa que o termo da temperaturadeve diminuir a sua contribuição na configuração do ducto, na situação em quea diferença entre as velocidades da frente de onda e do vento de fundo égrande. Um exemplo disto é o caso de 1º de outubro de 2005, no qual avelocidade de fase da frente mesosférica (~67 ms -1 ) é praticamente o dobro davelocidade do vento de fundo (~34 ms -1 ), o que pode explicar a desprezívelcontribuição do termo da temperatura (o 1º termo deducto.2m) na configuração doPor outro lado, o termo da temperatura torna-se bastante importante, próximo a2um nível crítico. Isto ocorre, pois quando c≅ u o denominador ( u − c) torna-semuito pequeno, aumentando consideravelmente o valor final do 1º termo, e,conseqüentemente, a importância do termo da temperatura na configuração doducto.4.7.2.3.Discutindo o 2º termo de2muCom relação ao 2º termo da Equação 4.11, zzc, na relação de dispersão,( u − )observa-se que: tanto o numerador quanto o denominador podem apresentarsinal negativo ou positivo no seu valor final. Isto significa que o termo do vento,ao contrário do termo da temperatura, pode contribuir para estabelecer umacondição tanto propagante, quanto evanescente no perfil de2m. Além disso,120

ucomo o denominador de zzc( u − )não é quadrático, este não diminui tanto ovalor final do 2º termo, como ocorre com o denominador do 1º termo, naproximidade de um nível crítico, por exemplo. De maneira análoga, odenominador do 2º termo também não aumenta tanto quando do aumentodiferença ( u − c).A maior contribuição do 2º termo na condição de propagação de ondas degravidade na mesosfera ocorre devido a maior intensidade do vento nestaregião que chega a ser ~ 50 vezes maior do que, por exemplo, o vento natroposfera. Além disso, o vento mesosférico apresenta uma grandevariabilidade temporal (dentro do intervalo de algumas horas), o que ressalta aimportância do termo da derivada segunda do vento, que não pode serassumida como sendo uma constante. Assim, considerando variaçõesidealizadas do perfil de vento, pode-se avaliar o comportamento do termo douvento, zzc( u − )2, na equação de m , da seguinte forma:a) Supondo um perfil de vento nulo, isto anulará o termo do vento narelação de dispersão, estabelecendo o predomínio do termo de2N o quedefine um ducto térmico. O mesmo ocorre se o vento for constante comrelação a altura, pois ∂ u ∂ z = 0 .b) Se o perfil de vento apresentar apenas um gradiente com relação aaltura, idealizado por exemplo pela equação da reta u = aU + b , isto2 2anulará a sua segunda derivada ( ∂ u ∂ z = 0 ), novamente anulando otermo do vento na relação de dispersão. Nesta situação, há predomíniodo termo de2N o que define um ducto térmico.121

c) Por outro lado, se o perfil de vento for algo mais complexo que apenasum gradiente, e puder ser representado, por exemplo, por uma equaçãode segundo grau verifica-se o seguinte:2∂ u− Se > 02∂ za concavidade do perfil de vento é para a direita, ou seja, operfil apresenta um mínimo local de u na direção oposta de c , o queaumenta o valor absoluto do denominador ( u − c). O sinal negativo em−u zzu( − c)torna então este termo positivo, estabelecendo assim umacondição propagante, já que os termos de2N e de2khsão geralmentebem menores que o termo do vento. Um exemplo desta situação podeser observado na região em roxo da Figura 4.11.2∂ u− Se < 02∂ za concavidade do perfil de vento é para a esquerda, ou seja,o perfil apresenta um máximo local de u na direção de c , o que diminuio valor absoluto do denominador ( u − c). Com o numerador e odenominador negativos, o sinal negativo no termo do vento,u zz− ,( u − c)torna então este termo também negativo, estabelecendo assim umacondição evanescente, já que os termos de2N e de2khsão geralmentebem menores que o termo do vento. Um exemplo desta situação podeser observado nas regiões em vermelho da Figura 4.11.4.7.2.4.Discutindo o 3º termo de2mCom relação ao 3º termo na relação de dispersão pode-se verificar que:considerando que foram observadas frentes mesosféricas com comprimento deonda horizontal entre 10 e 300 km (ver resultados na Seção 5.3.4), isto significaque o termo de2−k hcontribuirá com valores entre – 10 -8 e – 10 -12 para o cálculo122

do2m. Ou seja, frentes mesosféricas com pequenos comprimentos de ondahorizontal (~10 km) tendem a ser suportadas por um ducto cuja contribuição do2k hk h2, é relevante. Esta contribuição de ocorre no sentido de configuração deregiões evanescentes, devido ao sinal negativo antes do 3º termo na relaçãode dispersão.4.7.2.5.Configurações Possíveis de Estruturas de DuctoAssim, considerando-se que há medidas de vento num intervalo de altitudesmesosféricas (geralmente entre 80 e 100 km de altura para medidas com radarmeteórico), então as configurações de propagação que podem serestabelecidas dentro deste intervalo são mostradas nas Figuras 4.12, 4.13,4.14 e 4.15. As Figuras 4.12a e 4.12b ilustram a configuração de um perfil de2mque apresenta uma condição propagação de onda inteiramente propaganteou inteiramente evanescente, respectivamente. Na condição propagante aonda pode se propagar tanto na vertical quanto na horizontal, enquanto nacondição evanescente não ocorre a propagação vertical da onda.PropaganteEvanescentem 2 > 0m 2 < 0a) - m 2+ b)- +Figura 4.12 – Diagrama esquemático mostrando a condição propagação deonda a) propagante ou b) evanescente num intervalo de altitudesmesosferéricas.m 2As Figuras 4.13a e 4.13b ilustram a configuração em que os perfis apresentamambas as condições de propagação, propagante e evanescente. Na Figura123

4.13a observa-se uma configuração de região propagante sobre uma regiãoevanescente. A configuração oposta é ilustrada na Figura 4.13b.Evanescente e Propagantem 2 > 0Evanescente e Propagantem 2 < 0m 2 < 0m 2a) - + b)- +m 2m 2 > 0Figura 4.13 – Diagrama esquemático mostrando as duas condições depropagação de onda propagante e evanescente possíveis nummesmo perfil.As Figuras 4.14a e 4.14b ilustram a configuração de uma região propagantecircundada por regiões onde o m 2 = 0 ou m 2 < 0 , respectivamente, o queestabelece uma condição de canalização de onda.Ducto PropaganteDucto Propagantem 2 = 0m 2 < 0Reflexãom 2 > 0 Reflexãom 2 > 0m 2 = 0m 2 < 0a) - + b) - +m 2Figura 4.14 – Diagrama esquemático mostrando as duas condições decanalização de onda num ducto propagante circundado por a) uma22região onde m = 0 e b) por uma região evanescente ( m < 0 ).Finalmente, as Figuras 4.15a e 4.15b ilustram a possível configuração devários ductos capazes de suportar múltiplas ondas canalizadassimultaneamente.m 2124

2 Ductos Propagantes3 Ductos Propagantes- m 2 +- m 2 +Figura 4.15 – Diagrama esquemático mostrando exemplos de condições demúltipla canalização.4.7.3.Cálculo dos Perfis de VER do OH(9,4), do OI5577 e do O 2 (0,1)Nesta seção será descrita a metodologia de cálculo dos perfis de taxa deemissão volumétrica (ou Volumetric Emission Rate - VER) das emissões doOH(9,4), OI5577 e O 2 (0,1), obtidos a partir dos modelos fotoquímicosapresentados no Apêndice D.A estrutura vertical definida por estes perfis de VER pode ser comparada com operfil de condição de propagação das frentes mesosféricas. Esta comparaçãopermite a localização de ductos com relação às altitudes dos picos de emissãodas camadas, o que é fundamental na discussão do efeito decomplementaridade exibido pelas frentes mesosféricas ao serem detectadasem diferentes imagens de airglow.A Figura 4.16a apresenta o perfil de temperatura médio previsto pelo modeloMSIS-90 (linha sólida) para o mês de outubro de 2005 sobre São João doCariri, e o perfil de temperatura medido pelo satélite TIMED/SABER (linhapontilhada) em 1/10/2005. Nota-se uma concordância entre a temperaturamedida e a modelada, porém o modelo não consegue reproduzir as estruturas125

de pequena escala que freqüentemente ocorrem na mesosfera equatorial e sãoregistradas pelo satélite TIMED/SABER.A Figura 4.16b apresenta os perfis de concentração do O, O 2 e N 2 dados peloMSIS-90 (linhas pontilhada, tracejada e sólida, respectivamente) e a linhapontilhada-tracejada representa o perfil de [O] rebaixado em 9 km, cuja razãoserá explicada mais adiante.A Figura 4.16c apresenta os perfis de VER normalizada do OH em 1,6 μmmedido TIMED/SABER (linha sólida), além do perfil do OH(9,4) (linhapontilhada preta) calculado a partir da Equação D.4 do Apêndice D com asconcentrações fornecidas pelo MSIS-90 mostradas na Figura 4.16b. Observaseuma diferença entre as altitudes do pico de emissão dos perfis de VER OHmodelado e medido de ~7,6 km.Naturalmente, como se trata de emissões em comprimentos de onda distintos,embora estejam dentro da mesma banda do OH, é esperado que uma pequenadiferença em altitude seja verificada. No entanto, a diferença esperada entreemissões distintas na banda do OH deve ser no máximo de 2 km, como já foireportado em estudos anteriores (TAKAHASHI e BATISTA, 1981).Este fato permite supor, sem perda considerável de precisão, que uma boaaproximação entre os perfis medido e modelado pode ser obtida fazendocoincidir o perfil modelado com o perfil observado, pelo rebaixamento daconcentração de O, que é a principal espécie que atua na fotoquímica doairglow.Sucessivos rebaixamentos na concentração de O mostraram que uma razoávelconcordância entre o perfil medido e o observado para o VER OH ocorrequando o perfil de [O] é rebaixado de 9 km. A linha pontilhada vermelharepresenta o perfil de OH (9,4) modelado resultante deste rebaixamento.126

Altitude (km)Temperaturaa)T (K)00b)MSIS-902.5 x 10 115 x 10 115x10 14 1x10 15Conc. (cm -3 )VER normalizada MSIS-90 x SABERc) d) e)VER normalizada VER normalizada VER normalizadaFigura 4.16 - a) Perfis de temperatura prevista pelo modelo MSIS-90 (linhasólida) e medida pelo satélite TIMED/SABER (linha pontilhada) em1/10/2005 sobre São João do Cariri. b) Perfis de concentração doO, O 2 e N 2 dados pelo MSIS-90 (linhas pontilhada, tracejada esólida, respectivamente). A linha pontilhada-tracejada representa operfil de [O] rebaixado em 9 km. c) Perfis de VER normalizada doOH em 1,6 μm medido TIMED/SABER (linha sólida), além doOH(9,4), e OH(9,4) rebaixado calculados com o MSIS-90 (linhaspontilhadas preta e vermelha, respectivamente). d) Perfis de VERnormalizada do O 2 ( 1 Δ) em 1,27 μm medido TIMED/SABER (linhatracejada), além do O 2 (0,1) e O 2 (0,1) rebaixado calculados com oMSIS-90 (linhas pontilhadas preta e vermelha, respectivamente). e)Perfis de VER normalizada do OI5577 e OI5577 rebaixadocalculados com o MSIS-90 (linhas preta e vermelha,respectivamente).Obtida esta concordância entre os perfis modelados e observados para o OHVER, o passo seguinte foi calcular as VER originais e rebaixadas para oO 2 (0,1) e o OI5577. A Figura 4.16d apresenta os perfis de VER normalizada doO 2 ( 1 Δ) em 1,27 μm medido pelo satélite TIMED/SABER (linha tracejada), alémdo O 2 (0,1) original e rebaixado calculados a partir da Equação D.12 do127

Apêndice D com dados do modelo MSIS-90 (linhas pontilhadas preta evermelha, respectivamente).Embora o satélite TIMED/SABER também disponha de medidas de VER deO 2 ( 1 Δ) em 1,27 μm, estes perfis apresentam grandes diferenças na altitude dacamada observada com relação ao O 2 (0,1), que não podem ser atribuídasapenas a uma correção do modelo, via rebaixamento do [O], como foi feito parao OH. Por esta razão, na avaliação da altitude da camada de O 2 , não foramusados os perfis de O 2 ( 1 Δ) medidos pelo satélite TIMED/SABER. Ao invésdisso, foram usados os perfis de O 2 (0,1) calculados com o MSIS-90 ecorrigidos em altitude pelo rebaixamento de [O] (linha vermelha).De maneira análoga, a Figura 4.16e apresenta os perfis de VER normalizadado OI5577 original e rebaixado, calculados a partir da Equação D.21 doApêndice D com dados do modelo MSIS-90 (linhas preta e vermelha,respectivamente). Assim, dispondo do perfil de VER OH em 1,6 μm medidopelo satélite TIMED/SABER, e calculados os perfis de VER nas emissões doO( 1 s) e do O 2 (0,1) com o MSIS-90 (corrigidos em altitude com a medida doOH), foi completo o quadro do ambiente mesosférico necessário à discussãoda condição de propagação das frentes mesosféricas.128

5 RESULTADOS5.1.A Estrutura Térmica da Média Atmosfera sobre o Cariri5.1.1.IntroduçãoA estrutura térmica da média atmosfera tem sido bastante estudada nasúltimas décadas. As primeiras pesquisas foram realizadas a partir desondagens com foguetes e do lançamento de esferas cadentes (SCHMIDLIN,1981). Porém, tais medidas apresentavam uma baixa acurácia, além de umalto custo. No final da década de 70 a obtenção de perfis de temperatura apartir de medidas de densidade relativa obtidas com radar Rayleigh possibilitoumelhores resolução vertical e acurácia dos perfis. Com o aumento na resoluçãofoi possível estudar a estrutura térmica e dinâmica na média atmosfera,associadas, por exemplo, com a propagação de ondas de gravidade e ondasde maré.Hauchecorne et al. (1991) realizaram uma climatologia da temperatura damédia atmosfera, entre 1978 e 1989, a partir de dados de dois radaresRayleigh instalados em Haute-Provence (44°N, 6°L) e em Biscarrosse (44°N,1°O) na França. Neste estudo eles observaram que as temperaturas medidasem latitudes médias eram menores que aquelas fornecidas pelo modelo CIRA-86, COSPAR International Reference Model, (FLEMING et al., 1990) próximo a75 km, e eram maiores acima de 80 km. Eles também observaram umavariação semi-anual próxima a 65 km com um máximo de temperaturaocorrendo após os equinócios.Leblanc et al. (1998) também descreveram uma climatologia baseada em 10anos de dados de vários observatórios em latitudes média e baixa. Aocompararem estes dados com as temperaturas previstas pelo modelo CIRA-86,eles observaram que as temperaturas medidas eram maiores que as previstaspara o intervalo de 90 a 95 km de altitude, e menores, de 6 a 8 K, em torno de80 km.129

Devido ao grande número de radares Rayleigh em operação ao redor domundo foi possível através de climatologias como estas melhorar oconhecimento da estrutura térmica da média atmosfera em latitudes médias.Entretanto, a pesquisa da estrutura térmica sobre os trópicos ainda é bastantelimitada, embora se reconheça a importância dos fenômenos desta região,principalmente em estudos de acoplamento atmosférico.Na tentativa de suprir esta necessidade de conhecimento em baixas latitudestêm sido lançados satélites cujas medidas, embora sejam de baixa resoluçãovertical e temporal, podem fornecer uma visão global do comportamento datemperatura da média atmosfera. Alguns instrumentos a bordo de satélites quecontribuíram bastante neste conhecimento foram: o Microwave Limb Sounder(MLS), o Cryogenic Limb Array Etalon Spectrometer (CLAES) e o HALogenOccultation Experiment (HALOE) a bordo do satélite Upper AtmosphericResearch Satellite (UARS) (FISHBEIN et al., 1996; GILLE et al., 1996; HERVIGet al., 1996).Nos últimos anos, alguns trabalhos também foram conduzidos no sentido decomparar estas sondagens obtidas por satélites com as temperaturas previstaspor modelo ou com medidas a partir da superfície em baixas latitudes. Nee etal. (2002) e Chang et al. (2005) estudaram a estrutura térmica da médiaatmosfera sobre Gadanki (13,5º N; 79,2º L) na Índia e Chung Li (25º N; 121º L)em Taiwan, e sobre Wuham (30,5º N; 114,5º L), na China, respectivamente,através de medidas de radar Rayleigh, do HALOE/UARS, de radiossondas etambém do modelo CIRA-86. Sharma et al. (2006) compararam ascaracterísticas da estrutura térmica sobre Gadanki (13,5º N; 79,2º L) e Mt Abdu(24,5º N; 72,7º L), na Índia, usando também perfis de temperatura obtidos porradar Rayleigh e pelos modelos atmosféricos CIRA-86 e MSIS-90.130

Desta forma, contribuindo com o conhecimento da média atmosfera sobre ostrópicos, esta seção apresenta um estudo da estrutura térmica sobre São Joãodo Cariri (7,4º S; 36,5º O), PB.Diversos estudos de ondas de gravidade têm sido realizados na mesosferaequatorial brasileira (FECHINE et al., 2005; MEDEIROS et al., 2004; WRASSEet al., 2003, WRASSE et al., 2006a,b). Entretanto, para a realização de umestudo mais detalhado das condições de propagação destas ondas se faznecessária uma caracterização da estrutura térmica sobre o Cariri. Estacaracterização é importante para fornecer uma referência da atmosfera naavaliação dos modelos, além de fornecer informações sobre o ambienteatmosférico para estudos de menores escalas, dando uma visão geral doestado de acoplamento entre baixa, média e alta atmosfera sobre a regiãoequatorial.Nas Seções 5.1.2 e 5.1.3 serão apresentados os dados do instrumento SABERe do modelo atmosférico CIRA-86 utilizados neste trabalho, bem como a suavariabilidade. Na Seção 5.1.4 serão apresentadas as estruturas térmicasobservadas e previstas para a região sobre o Cariri e uma discussão dosresultados obtidos em comparação com outros estudos em baixas latitudes. NaSeção 5.1.5 serão apresentadas algumas características distintas observadasnos perfis médios diários sobre o Cariri, tais como: dupla estratopausa, duplamesopausa e camada de inversão de temperatura mesosférica. Na Seção5.1.6 os principais resultados da estrutura térmica sobre o Cariri sãosumarizados.5.1.2. Os Dados do Satélite TIMED/SABER e do Modelo CIRA-86Para o estudo da estrutura térmica da média atmosfera sobre o Cariri foramutilizadas medidas de temperatura cinética obtidas pelo instrumento SABER abordo do satélite IMED. Lançado em 7 de dezembro de 2001 da base aérea deVandenberg, na Califórnia, EUA o satélite TIMED descreve uma órbita circular131

de 625 km de altitude e 74,1º de inclinação, realizando 14 voltas em torno daTerra por dia. O instrumento SABER trata-se de um radiômetro eminfravermelho capaz de realizar observações de limbo em 10 canais espectraisentre 1,27 μm e 17 μm (RUSSELL et al., 1999). Os perfis verticais detemperatura cinética são derivados de medidas de emissão de CO 2 em 15 μmobtidas pelo SABER entre 10 e 120 km de altitude e com uma resolução de ~2km (MERTENS et al., 2004). Neste trabalho é utilizada a versão 01.06 doproduto nível 2A dos dados de temperatura cinética do SABER para o ano de2005, sobre uma área de 20º x 20 o centrada em São João do Cariri. Esta áreafoi escolhida de modo a garantir pelo menos 10 sondagens diárias, ou cerca de300 sondagens por mês, permitindo assim o cálculo de um perfil detemperatura médio diário sobre o Cariri durante todo o ano de 2005. Asacurácias das medidas do SABER são de 1,5 K para o intervalo de 15 a 80 kme de 4 K entre 80 e 100 km, enquanto as precisões são de 0,5 K, 1 K e 2 Kpara 15 - 70 km, 70 - 80 km e 80 - 100 km, respectivamente.Para efeito de comparação com os dados do SABER também foram utilizadosperfis de temperatura médios obtidos pelo modelo CIRA-86. Os perfis detemperatura médios do CIRA-86 entre 15 e 80 km são uma síntese dasobservações do instrumento Selective Chopper Radiometer (SCR) a bordo dosatélite Nimbus 5 durante os anos de 1973 e 1974, e do instrumento PressureRadiometer Modulator (PMR) a bordo do satélite Nimbus 6 entre 1975 e 1978.A amostragem dos dados na mesosfera para o CIRA-86 foi realizada numahora local fixa o que introduziu erros sistemáticos em várias altitudes. Destaforma, o CIRA-86 fornece apenas uma razoável representação das variaçõeslatitudinal, longitudinal e sazonal da temperatura na média atmosfera. Asvariabilidades de curto período (menor que um mês) e inter anual não sãoconsideradas pelo modelo e as discrepâncias das medidas do CIRA-86 comrelação a outras medidas, devido aos efeitos de maré ou processamento dosdados, são discutidas por Clancy et al. (1994) e Lawrence e Randel (1996).132

5.1.3. Perfis de Temperatura do TIMED/SABERA Figura 5.1 apresenta um perfil típico médio de temperatura obtido a partir de12 sondagens do satélite TIMED/SABER sobre o Cariri em 07 de janeiro de2005. A variabilidade do perfil médio diário com relação às sondagensindividuais também é apresentada através das barras horizontais querepresentam os desvios padrões. Neste perfil observam-se distintamente asregiões atmosféricas segundo a variação vertical da temperatura. Acima de 14km de altitude, na alta troposfera, nota-se um decréscimo da temperatura coma altitude, devido a perda de calor por processos de radiação e de convecçãoaté atingir um valor mínimo de 193 K, em torno de 17 km, marcando o nível datropopausa, com uma boa concordância com o perfil do modelo CIRA-86durante o mês de janeiro (linha pontilhada) para a latitude 5º S.Cariri – 07/01/2005MesopausaAltitude (km)EstratopausaTropopausaTemperatura (K)Figura 5.1 - Comparação entre um perfil médio de temperatura sobre o Caririobtido em 7 de janeiro de 2005 pelo satélite TIMED/SABER (linhasólida) e o perfil médio mensal do modelo CIRA-86 para janeiro(linha pontilhada). A tropopausa, estratopausa e mesopausatambém são mostradas pelas linhas tracejadas.133

Acima da tropopausa encontra-se a estratosfera, região onde a convecção éinibida e a temperatura aumenta com a altura devido à absorção da radiaçãoultravioleta pelo O 3 e H 2 O. Em torno de 53 km de altitude nota-se um máximode temperatura de aproximadamente 266 K, marcando a posição daestratopausa, i.e., o ponto de inflexão que marca o início à mesosfera. Asmedidas do SABER concordaram com o modelo CIRA-86 na baixaestratosfera, e apresentaram-se menores na alta estratosfera e estratopausa.Na mesosfera a temperatura decresce com a altura principalmente devido aperda de calor por radiação. Na Figura 5.1 observa-se que esta região seestendeu até 100 km, a altitude da mesopausa, onde se verificou o mínimoabsoluto de temperatura na atmosfera, que para este dia foi de 167 K.Observa-se que no geral a mesosfera se apresentou mais fria nas medidas doSABER do que no modelo CIRA-86. Acima da mesopausa a convecção ébastante inibida e a condução é um processo ineficiente para a remoção decalor, dando origem assim, a região da termosfera. Na termosfera atemperatura aumenta com a altura devido à absorção da radiação solar diretana região espectral do ultravioleta e extremo ultravioleta. Nesta região tambémse verificam as maiores discrepâncias entre as medidas e o modelo, sendo astemperaturas do SABER bem maiores (mais de 20 K) que as do CIRA-86.Como já foi mencionado, cada perfil médio diário foi calculado a partir dassondagens individuais obtidas num dado dia dentro de uma área de 20º x 20ºcentrada em São João do Cariri. Como as sondagens individuais não sãosimultâneas, nem ocorrem no mesmo ponto, há uma variação espacial etemporal, de perfil para perfil, que pode ser avaliada a partir dos desviospadrões em cada altitude do perfil médio diário. A Figura 5.2 apresenta osresultados da média de todos os desvios padrões (das 3.437 sondagensindividuais) verificados nos perfis de temperatura diários durante o ano de2005, ou seja, apresenta um gráfico da variabilidade média dos perfis médiosdiários obtidos pelo satélite TIMED/SABER sobre o Cariri.134

Variabilidade dos Perfis de TemperaturaAltitude (km)Cariri - 2005Temperatura (K)Figura 5.2 - Variabilidade média dos perfis de temperatura diários obtidos pelosatélite TIMED/SABER sobre o Cariri em 2005.Da Figura 5.2 nota-se que a variabilidade média dos perfis de temperatura ébastante pronunciada (entre 5 e 20 K) abaixo de 20 km e é pequena (menorque 5 K) entre 20 e 70 km. Isto ocorre devido à perturbação no topo datroposfera por sistemas convectivos profundos sobre o Cariri, e à relativaestabilidade dinâmica na estratosfera. Entre 70 e 90 km a variabilidade dosperfis aumenta entre 5 e 15 K, coincidindo com a região mesosférica onde asperturbações na temperatura, devido à propagação de ondas e às reaçõesquímicas, se tornam bastante importantes. Acima de 90 km a variabilidade dosperfis apresenta seus maiores valores chegando até 35 K, principalmentedevido às perturbações na baixa termosfera onde os perfis de temperaturaapresentam fortes gradientes. A avaliação desta variabilidade é importante nacomparação entre as temperaturas medidas pelo SABER e previstas pelomodelo CIRA-86, o que será discutida a seguir.5.1.4. Análise das Temperaturas obtidas pelo SABER e pelo CIRA-86A Figura 5.3a apresenta os perfis médios anuais para 2005 calculados a partirdos dados do satélite TIMED/SABER sobre o Cariri (linha sólida) e do modelo135

CIRA-86 para a latitude -5º (linha pontilhada). Na Figura 5.3b tem-se adiferença de temperatura entre os perfis obtidos a partir do SABER e do CIRA(T SABER – T CIRA-86 ) para o ano de 2005. Observa-se na Figura 5.3a que o perfilmédio anual medido pelo SABER apresenta uma tropopausa em torno de 17km com uma temperatura de 194 K concordando com a tropopausa previstapelo CIRA-86. Já a estratopausa localiza-se em 50 km, com uma temperaturade 263 K, ou seja, mesma altura do modelo, porém 7 K menor que atemperatura prevista. A estratopausa apresenta características similares àsobservações de Chang et al. (2005) para Wuham, na China (também em baixalatitude), que foram de 48 km e 267 K, respectivamente. Com relação amesopausa verificou-se uma temperatura média de 177 K (10 K menor que oCIRA-86) ocorrendo a 98 km, aproximadamente a mesma altura prevista pelomodelo.Perfil Médio Anual sobre o CaririDiferença entre os Perfis do SABER e do CIRA-862005T SABER -T CIRAAltitude (km)SABER ____CIRA-86 ...........a) b)Temperatura (K)Temperatura (K)Figura 5.3 - a) Perfis de temperatura médios anuais sobre o Cariri para 2005obtidos pelo satélite TIMED/SABER (linha sólida) e o modeloatmosférico CIRA-86 (linha pontilhada). b) Diferença entre os perfismédios anuais obtidos pelo SABER e modelo CIRA-86.Observa-se na Figura 5.3b uma diferença dentro de ± 7 K entre os perfismédios do SABER e do CIRA-86 para o intervalo de altitudes de 10 a 70 km.Entre 70 e 86 km se observa uma diferença entre - 5 e 12 K, seguida por umadiferença menor que 5 K entre 86 e 92 km, e entre 92 e 100 km, novamente seobserva uma diferença menor que -10 K. Isto ocorre devido à tênue assinatura136

da camada de inversão mesosférica prevista pelo CIRA em contraste com seuforte registro no perfil médio anual medido pelo SABER. Acima de 100 km dealtitude a diferença entre as temperaturas do SABER e do CIRA tendem aaumentar monotonicamente para valores acima de 40 K, principalmente,devido às limitações do modelo atmosférico em reproduzir a temperatura nestaregião.A Figura 5.4 apresenta as temperaturas médias mensais sobre o Cariri para oano de 2005 obtidas pelo satélite TIMED/SABER (Figura 5.4a) e calculadas apartir do modelo CIRA-86 para a latitude 5º S (Figura 5.4b). Para ressaltar asestruturas observadas em diferentes altitudes o gráfico das temperaturasmédias mensais foi dividido em dois intervalos distintos: entre 0 e 60 km,usando uma escala de temperatura entre 180 e 280 K; e entre 60 e 120 kmcom uma escala de temperatura entre 150 e 350 K.Temperaturas Médias Mensais - SABERTemperaturas Médias Mensais - CIRA-86Altitude (km)Altitude (km)a)b)MesesMesesFigura 5.4 - a) Temperaturas médias mensais sobre o Cariri obtidas pelosatélite TIMED/SABER em 2005. b) Temperaturas médias mensaisem 5º S obtida com o modelo CIRA-86.137

No intervalo de altitudes entre 15 e 18 km da Figura 5.4a, entre os meses denovembro a maio, observam-se mínimos na temperatura da tropopausa (195 K)nas medidas do SABER mais pronunciados do que os previstos pelo modeloCIRA-86. Estes mínimos coincidem com o período de chuvas no Cariri, quandosistemas convectivos profundos atingem a tropopausa, resfriando-a. Esta éuma característica de tropopausa tropical que também foi observada porLeblanc et al. (1998) sobre Mauna Loa (19,5º N), no Hawaii, EUA.Ainda na Figura 5.4a, observa-se uma estratosfera sensivelmente mais fria quea do modelo, com uma assinatura apenas tênue do aquecimento previsto paraos equinócios. Embora menos pronunciado, o padrão de temperatura sobre oCariri também mostra um ciclo semi-anual na estratopausa com máximos detemperatura em março e outubro, e pico de 265 K a 47 km de altura registradoem março.Com relação a estratopausa, a climatologia de Leblanc et al. (1998) para oHawaii apresenta um máximo em altitude similar, porém entre março e abril.Outra diferença do Hawaii é que a estratopausa sobre o Cariri apresenta umaanisotropia no aquecimento dos equinócios, que é mais acentuado no outonodo que na primavera. Este maior aquecimento em março também difere dosestudos para latitudes médias (CHANG et al., 2005, HAUCHECORNE et al.,1991 e LEBLANC et al., 1998) que apontaram um maior aquecimento daestratopausa (~ 274 K) entre maio e junho. Aspectos ainda não explicadoscomo este apontam para a necessidade e importância de um estudo maisdetalhado da estratopausa sobre o Cariri, objetivando-se um aperfeiçoamentodos modelos.Na mesosfera, em torno de 75 km de altitude, observa-se durante os meses demarço a abril e de setembro a outubro a configuração de uma estrutura dedupla mesopausa. Uma estrutura similar a esta foi reportada por Yu e She(1995) em sua climatologia sobre Fort Collins (34,4º N), no Colorado, EUA.138

No caso do Cariri, a dupla mesopausa resulta da ocorrência de uma camadade inversão de temperatura com amplitude de 10 a 20 K e altitude média em 83km, cujas características foi reportado por Fechine et al. (2007). Esta estruturade dupla mesopausa não é reproduzida pelo modelo CIRA-86, que prevêapenas uma pequena amplitude de 10 K nas camadas de inversão em 80 kmde altitude. Verifica-se também que a mesosfera no verão e no inverno écaracterizada por um aquecimento em 80 km e mínimos de temperatura em 97km de altitude. A oscilação semi-anual da estrutura térmica mesosférica(GARCIA e CLANCY, 1990; CLANCY et al., 1994) e as marés atmosféricas(HAGAN et al., 1995; STATES e GARDNER, 1998) podem desempenhar umpapel importante nesta variação da mesosfera a 80 km sobre o Cariri, e istodeve ser melhor investigado no futuro.Em torno de 110 km de altura também se observa uma variação bimestral apartir de fevereiro na temperatura medida pelo satélite TIMED/SABER. Épossível que a mudança no ângulo de visada do satélite, que também ocorre acada 2 meses, contribua para a ocorrência desta flutuação. Porém, ainda nãose sabe porque, independente do ângulo de visada, as medidas detemperatura exibem sempre um máximo. Futuras investigações dos processosgeofísicos desta região podem vir a esclarecer esta questão.A Figura 5.5 apresenta as diferenças entre as temperaturas médias mensaissobre o Cariri obtidas pelo satélite TIMED/SABER e as calculadas a partir domodelo CIRA-86 para a latitude 5º S (T SABER – T CIRA-86 ). As diferençasverificadas entre o modelo CIRA-86 e as observações do SABER têm duascausas principais. A primeira é a pequena variabilidade na temperatura doCIRA-86 comparada com a variabilidade na temperatura observada peloSABER sobre o Cariri. Além disto, o modelo CIRA-86 possui uma resoluçãotemporal de um mês, de forma que o modelo não considera processos queocorrem em escalas de tempo menores, tais como as camadas de inversão detemperatura ou aquecimentos estratosféricos. Desta forma são esperadas139

diferenças consideráveis entre o modelo e as observações, como será visto aseguir.Diferença entre as Temperaturas do SABER e do CIRA-86Altitude (km)Altitude (km)MesesFigura 5.5 - Diferença entre as temperaturas médias mensais obtidas pelosatélite TIMED/SABER e pelo modelo CIRA-86 sobre o Cariri em2005.Em torno da tropopausa, entre 15 a 18 km, se observam mais claramente asdiferenças que chegam a -10 K, das medidas com relação ao modelo. Istocoincide com os meses de novembro a maio, ou seja, com o período em queocorre convecção profunda sobre o Cariri. Observa-se também que entre 25 e30 km de altura, a temperatura na estratosfera medida pelo SABER concordacom o modelo. Já entre 35 e 50 km, as medidas do SABER mostram umaestratopausa mais fria (de 5 a 10 K) que a prevista pelo CIRA-86 em quasetodo ano sobre o Cariri, com exceção do inverno quando a estratopausa foimenos fria (de 0 a 5 K). Comparando com outros resultados em baixaslatitudes verifica-se que este resultado concorda com Chang et al. (2005) e Nee140

et al. (2002) em seus estudos sobre Wuham, na China e Chung Li, em Taiwan,mas difere de Sharma et al. (2006) para Gadanki, na Índia que observaramuma estratosfera mais fria que o modelo apenas no mês de setembro.No caso da mesosfera sobre o Cariri, esta se apresenta mais fria em cerca de10 K nas medidas do SABER com relação ao CIRA-86, resultado similar aoencontrado por Sharma et al. (2006) para Gadanki, por Nee et al. (2002) sobreChung Li,e oposto ao encontrado por Chang et al. (2005) para Wuham.Em 75 km e 88 km de altura se observam grandes diferenças entre astemperaturas medidas e modeladas (- 20 K e + 10 K) em dois períodosdistintos do ano: de fevereiro a maio e de agosto a outubro, respectivamente.Isto ocorre pelo fato do modelo não reproduzir a camada de inversão detemperatura que é claramente observada nas medidas do SABER como foiapontado por Fechine et al. (2007).A 98 km de altitude observa-se uma flutuação nas diferenças de temperaturacom os meses de maior diferença (-10 K), ocorrendo em fevereiro, de maio ajulho, e de novembro a dezembro. E acima de 110 km observam-se grandesdiferenças (maiores que 30 K) entre as temperaturas medidas e as previstaspelo CIRA-86, principalmente em torno dos solstícios. Como já foi ressaltadopor Leblanc et al. (1998) estas grandes diferenças ocorrem devido a pequenaacurácia do modelo CIRA-86 nesta região.Por fim, Hauchecorne et al. (1991) mostraram que o ciclo solar de 11 anosafeta a temperatura da média atmosfera. A atividade solar poderia causardiscrepâncias entre as medidas e os modelos da ordem de -3 a -4 K em 40 kmde altitude, atingindo um máximo de +5 a +7 K de diferença entre 60 e 70 kmde altitude. Porém, como o ciclo solar estava próximo do mínimo em 2005 éplausível supor que as discrepâncias observadas entre as medidas do SABERe do CIRA-86 sobre o Cariri sofreram pouca influência da atividade solar.141

5.1.5. Características Observadas pelo Satélite TIMED/SABERA Figura 5.6 apresenta um perfil de temperatura sobre o Cariri obtido em 23 dejulho de 2005 pelo satélite TIMED/SABER. Pode-se observar neste perfil aocorrência de estruturas de dupla estratopausa e dupla mesopausa, além deuma camada de inversão de temperatura mesosférica (ou MesosphericInversion Layer - MIL) que não são reproduzidas pelo modelo CIRA-86.Cariri – 23/07/2005MILDupla MesopausaAltitude (km)Dupla EstratopausaTropopausaTemperatura (K)Figura 5.6 - Comparação entre um perfil de temperatura obtido em 23 de julhode 2005 pelo satélite TIMED/SABER (linha sólida) e o perfil médiodo CIRA-86 para julho (linha pontilhada). A tropopausa e asestruturas de dupla estratopausa e dupla mesopausa sãomostradas pelas linhas tracejadas. Observa-se também umacamada de inversão de temperatura na mesosfera (MIL).No perfil de 23 de julho de 2005 a estratopausa inferior ocorre a 47 km dealtitude com uma temperatura de 264 K. Acima desta, em torno de 55 km,observa-se um resfriamento de 16 K, e 8 km acima deste, observa-se umsegundo pico de temperatura de 253 K. Como a diferença entre os picos detemperatura e o ponto de resfriamento é bem maior que o desvio padrão nasmedidas, pode-se definir tal estrutura como sendo uma dupla estratopausa.142

Esta observação de dupla estratopausa concorda com as característicasobservadas em outros estudos para latitudes médias, tais como em Leblanc eHauchecorne (1997), Hauchecorne et al. (1991) e Chanin e Hauchecorne(1991), e é bastante similar à observação em baixa latitude reportada porSharma et al. (2006).Sabe-se que a estrutura de temperatura da estratosfera é controlada peloconteúdo de ozônio e pela concentração dos gases do efeito estufa (ROBLE eDICKINSON, 1989; SINGH et al., 1996). No entanto, os mecanismos físicosresponsáveis por um resfriamento de 16 K no nível da estratopausa sobre oCariri ainda são desconhecidos, e estão além do escopo do presente trabalho,configurando-se numa interessante questão científica a ser investigada nofuturo.Já a 86 e 98 km de altitude observa-se uma estrutura de dupla mesopausaapresentando temperaturas de 182 K e 171 K, respectivamente. A rigor, amesopausa é definida como o ponto onde o gradiente de temperatura damesosfera se inverte marcando o início da termosfera, e definindo atemperatura mínima da atmosfera. Porém, na mesosfera real, por vezes seobserva a presença de uma camada de inversão que altera o perfil típico detemperatura provocando a ocorrência de dois “mínimos”, ou seja, de duasregiões cujas características podem ser classificadas como mesopausa. Noperfil de 23 de julho de 2005 verifica-se a ocorrência desta MIL à 93 km dealtitude, com uma amplitude de 12 K.Alguns mecanismos físicos têm sido propostos para explicar a formação destasMILs, tais como: a quebra de ondas de gravidade (LEBLANC eHAUCHECORNE, 1997), o aquecimento devido a reações químicasexotérmicas (MERIWETHER e MLYNCZAK, 1995) e a interação entre onda degravidade e a maré atmosférica (LIU e HAGAN, 1998), porém a despeito daspesquisas realizadas nos últimos 30 anos a sua origem ainda permanece umtanto incerta.143

No caso do Cariri, uma caracterização detalhada das MILs foi realizada porFechine et al. (2007). Os autores observaram uma ocorrência máxima de MILem abril e outubro, a uma altitude média de 83 km e com uma amplitude entre10 e 15 K concordando com os resultados do presente trabalho.A ocorrência destas camadas de inversão tem profundas conseqüências nascondições de propagação das ondas de gravidade da mesosfera, e, por estarazão, será detalhadamente analisada na Seção 5.2.5.1.6. Principais Resultados da Estrutura Térmica sobre o CaririUsando perfis de temperatura médios diários obtidos pelo satéliteTIMED/SABER foi realizado um estudo da estrutura térmica sobre o Cariri (7,4ºS; 36,5º O) no ano de 2005 entre 10 e 120 km de altura. Os resultados foramanalisados e comparados com outros trabalhos também em baixas latitudes ecom o modelo atmosférico CIRA-86. Os principais resultados obtidos foram:− No perfil médio anual observou-se que a temperatura e a altitude datropopausa concordaram com o modelo. As altitudes da estratopausa eda mesopausa também concordaram, porém suas temperaturas foram7 K e 10 K menores , respectivamente do que as previstas pelomodelo;− Entre os meses de novembro a maio, observaram-se mínimos natemperatura da tropopausa associados com o período de convecçãoprofunda na região do Cariri e que não são previstos pelo modeloCIRA-86;− Foi verificada uma boa concordância entre as medidas e o modelo nabaixa estratosfera (entre 25 e 30 km de altura). Já a estratopausa(entre 35 e 50 km de altura) apresentou temperaturas menores do queo previsto durante todo o ano. Verificou-se também uma variação144

semi-anual na temperatura medida com máximos nos equinócios, e opico de temperatura em março;− A mesosfera observada foi mais fria em 10 K da prevista pelo modelo,verificando-se a ocorrência de uma estrutura de dupla mesopausa nosmeses de março a abril e de setembro a outubro não prevista pelomodelo;− Uma camada de inversão de temperatura na altitude de 83 km foiobservada com pelo menos o dobro da amplitude prevista pelomodelo;− Finalmente, a baixa termosfera se apresentou mais quente (mais de 30K) nos meses de solstício com relação às previsões do modelo.5.2.Camadas de Inversão Mesosféricas sobre a Região Equatorial5.2.1. As Camadas de Inversão Mesosféricas InferioresCamadas de inversão mesosféricas (ou Mesospheric Inversion Layer - MIL) é onome dado ao aumento da temperatura observado nos perfis verticais emcomparação aos perfis climatológicos. As MILs são freqüentementeobservadas na região da mesosfera e baixa termosfera, a MLT.A existência deste fenômeno foi pela primeira vez reportada por Schmidlin(1976) a partir de lançamento de esferas cadentes e granadas acústicas emexperimentos de foguete. Depois destas observações, outras técnicasexperimentais foram usadas no estudo de MIL, tais como, medidas detemperatura obtidas com radar de laser Rayleigh (HAUCHECORNE et al.,1987; MERIWETHER et al., 1998), com radar de laser de sódio (SHE et al,1995; STATES e GARDNER, 1998) e através de fotometria por satélite(CLANCY e RUSH, 1989; LEBLANC e HAUCHECORNE, 1997; FADNAVIS eBEIG, 2004).145

Meriwether e Gerrard (2004) ressaltaram que as MILs são observadas tanto embaixas como em médias latitudes, porém em duas diferentes altitudes: entre~75 e 85 km que são denominadas de MIL inferiores e acima de ~95 km aschamadas MIL superiores. Cada camada apresenta tipicamente umaespessura vertical de ~10 km e amplitudes (aumento da temperatura comrelação ao ambiente) da ordem de 10 a 20 K, mas também são observadasamplitudes tão altas quanto 100K (MERIWETHER et al., 1994).A camada de inversão de temperatura inferior é uma característica persistenteda estrutura térmica da MLT no inverno em latitudes médias (HAUCHECORNEet al., 1987). A amplitude média mensal observada é maior que 20 K no invernoe de 5 a 10 K no verão (HAUCHECORNE et al., 1991; LEBLANC eHAUCHECORNE, 1997). A altitude do pico da camada de inversão mudasazonalmente, e a área desta MIL, de acordo com observações de satélite,estende-se por milhões de km 2 .Já a camada de inversão superior apresenta uma amplitude típica entre 10 e35 K e constitui uma característica bastante comum na região da mesopausa(SHE et al., 1993). Há evidências de que a MIL superior está associada aatividade da maré atmosférica e a processos de aquecimento químico (DAO etal., 1995; STATES e GARDNER, 1998, 2000a,b; BERGER e ZAHN, 1999)A maioria dos estudos na literatura apresenta as características das camadasde inversão inferiores em médias latitudes, e apenas alguns poucos estudosforam conduzidos sobre os trópicos. Leblanc e Hauchecorne (1997)apresentaram uma climatologia de MIL inferior usando dados de radares delaser Rayleigh e dos instrumentos Improved Stratospheric And MesosphericSounder (ISAMS) e HALOE a bordo do satélite UARS. Estes autoresobservaram uma forte variação anual na ocorrência de MIL em médias latitudescom um máximo de ocorrência durante o inverno. Em baixas latitudes, poroutro lado, eles observaram uma oscilação semi-anual com máxima ocorrência146

um mês após os equinócios. As amplitudes das MIL também apresentaramuma variação semi-anual. As camadas de inversão que ocorreram no invernose localizaram a ~70 km de altitude, já as que ocorreram nos equinócios foramlocalizadas entre 75 e 80 km, sugerindo que diferentes processos poderiamestar envolvidos na altitude onde as camadas são formadas.Em outro estudo de MIL em baixas latitudes Kumar et al. (2001), usando umradar de laser Rayleigh, mostraram uma variação semi-anual na ocorrência deMIL sobre Gadanki (13,5º N; 79,2º L), Índia, com um máximo nos equinócios emínimos nos solstícios. Eles observaram uma amplitude máxima para estascamadas de ~20 K. Fadnavis e Beig (2004), usando dados do HALOE entre1991 e 2001, também mostraram um ciclo semi-anual de ocorrência de MILcom máximos em maio e novembro sobre a região tropical da Índia. As MILsforam observadas num intervalo entre 70 e 85 km, com a altitude de topo dacamada entre 80 e 83 km e a altitude da base da camada entre 72 e 74 km.No contexto do presente trabalho as MILs são importantes para o estudo dascondições de propagação de ondas de gravidade na mesosfera, já que estasestabelecem uma condição de ducto térmico para a propagação de ondascanalizadas, especialmente no caso das frentes mesosféricas. Por esta razão,nesta seção serão discutidas as MILs inferiores observadas pelo satéliteTIMED/SABER sobre a região equatorial do Brasil durante o ano de 2005. Asvariações dia-a-dia e sazonais da amplitude destas camadas e das suasaltitudes de topo e base serão analisadas e comparadas com trabalhosanteriores para MILs em baixas latitudes. Na Seção 5.2.2 a técnica deobservação de temperatura do SABER e o procedimento de análise dos dadosserão apresentados. Na Seção 5.2.3 as características de MIL observadasserão discutidas. E, um sumário dos principais resultados obtidos para as MILssobre o Cariri constarão na Seção 5.2.4.147

5.2.2. Dados e Procedimentos de Identificação de MILsNos últimos seis anos foram realizados diversos estudos das ondas degravidade observadas na mesosfera sobre São João do Cariri, PB (FECHINEet al., 2005; MEDEIROS et al., 2004, 2007; WRASSE et al., 2003, 2006a,b).Entretanto, um estudo mais profundo das condições de propagação destasondas de gravidade requer um melhor conhecimento da estrutura térmicamesosférica, a qual até então era não disponível para a região equatorialbrasileira. Recentemente, medidas obtidas por satélite tornaram possível aobservação de perfis de temperatura em escala global, e mais especificamente,com uma adequada distribuição de sondagens, sobre o Cariri.A Figura 5.7a apresenta a densidade de sondagens anual do TIMED/SABERdentro de uma área de 20º x 20º centrada no Cariri, totalizando 3.437sondagens. Esta área foi escolhida para garantir pelo menos 10 sondagens pordia, permitindo assim o cálculo de um perfil vertical de temperatura médio diáriosobre o Cariri durante todo o ano. As estações do ano são foram definidas daseguinte forma: entre novembro (2004) e fevereiro (2005) considera-se verão,em março e abril (2005) tem-se o outono, entre maio e agosto (2005) é oinverno e setembro e outubro (2005) é definido como primavera. Desta forma,mais de 1.100 sondagens foram obtidas durantes os meses de solstício e ~550sondagens nos meses de equinócio, tal como é mostrado na Figura 5.7b.A Figura 5.8 apresenta um exemplo de perfil de temperatura médio diário sobreo Cariri em 10 de abril de 2005. Foram utilizados 12 perfis obtidos peloTIMED/SABER neste dia para se calcular o perfil médio diário. As setasindicam o topo e a base de uma MIL inferior de 25 K de amplitude e as barrashorizontais indicam o desvio padrão das temperaturas com relação a média.Em geral, o desvio padrão é maior que 20 K abaixo de 20 km e acima de 100km. O desvio torna-se menor, ~ 5 K, entre 20 e 70 km de altitude, e aumentanovamente para 10 K acima de 70 km de altitude. A magnitude do desviopadrão é devido a variabilidade temporal e espacial dos perfis de temperatura148

obtidos na área selecionada (para mais detalhes ver Seção 5.1.3). Portanto,apenas inversões com amplitude maior que 10 K foram consideradassignificantes. Um procedimento similar a este têm sido comumente utilizado noestudo de MIL por medidas de satélite, como por exemplo, Leblanc eHauchecorne (1997) e Fadnavis e Beig (2004).3437 eventos(a)Dados SABER 2005(b)N o de EventosN D J F M A M J J AS OVerãoOutonoInvernoPrimaveraFigura 5.7 - (a) Densidade de sondagens do satélite TIMED/SABER sobre oCariri (17ºS – 3ºN, 26ºO – 46ºO) durante o ano de 2005. A estrelamarca o local do OLAP. (b) Distribuição sazonal do número desondagens sobre o Cariri.TopoAltitude (km)BaseTemperatura (K)Figura 5.8 - Perfil vertical da temperatura média diária com uma típica MILinferior sobre o Cariri obtido pelo satélite TIMED/SABER em 10 deabril de 2005. As altitudes de topo e de base da camada deinversão são indicadas pelas setas. A amplitude da MIL é de 25 K.149

O perfil médio de temperatura na Figura 5.8 mostra um decréscimo dos valoresna alta troposfera até a tropopausa, em cerca de 18 km. Acima da tropopausaobserva-se um aumento na temperatura por toda a estratosfera até aestratopausa, em ~ 50 km, onde o gradiente de temperatura se inverte e estadecresce até ~ 76 km. Nesta altitude pode-se observar a base da MIL e acimadesta a altitude de topo que define uma MIL com ~25 K de amplitude. Acima dotopo, ~83 km, existe uma pequena inversão de temperatura, mas comamplitude menor que o desvio padrão, e após esta, acima de 105 km observaseum aumento monotônico da temperatura na baixa termosfera.A partir dos perfis de temperatura médios diários as MIL inferiores foramidentificadas e analisadas de acordo com suas principais características: aaltitude e a temperatura de topo e de base. Este procedimento de identificaçãode MILs está baseado em Leblanc e Hauchecorne (1997) e obedece aosseguintes critérios: a base da camada de inversão deve se encontrar a pelomenos 5 km acima da estratopausa e seu topo deve estar abaixo de 90 km dealtitude; a diferença entre a temperatura no topo e na base da camada, i. e., aamplitude da MIL, deve ser maior que 10 K e menor que 100 K; a espessura daMIL, ou seja, a diferença entre a altitude de topo e de base, deve ser maior que4 km; e por fim se considera apenas a mais importante inversão no perfil, ouseja, apenas a camada de inversão com a maior amplitude. Para os perfis semcamada de inversão, a amplitude é assumida como sendo zero.5.2.3. Caracterização das MILs Inferiores sobre o CaririA partir de perfis de temperatura obtidos pelo satélite TIMED/SABER sobre oCariri em 2005 foram identificadas 175 MIL inferiores. A Figura 5.9 mostra afreqüência de ocorrência mensal de MIL sobre o Cariri em 2005, ou seja, opercentual da razão entre o número de total de MILs observadas num dadomês e o número de dias do mês. O máximo na ocorrência de MIL foi em abril(90%) e em outubro (87%), um mês após os equinócios, e o mínimo foi em150

janeiro (12%) e em julho (16%), um mês após os solstícios. Estes resultadosconcordam com Leblanc e Hauchecorne (1997), que observaram um ciclosemi-anual em baixas latitudes com máximo um mês após os equinócios. Poroutro lado, o presente resultado difere daqueles para médias latitudes nasquais foi observada uma variação anual de ocorrência de MIL com um máximodurante o inverno (HAUCHECORNE et al. 1987). Em baixas latitudes, Fadnavise Beig (2004) também observaram dois máximos no ano, porém em maio enovembro. Eles encontraram um mínimo de 40-50% de ocorrência em janeiro ejulho, ou seja, um mínimo menos pronunciado que no Cariri. Kumar et al.(2001) também observaram uma oscilação semi-anual com máximo durante osequinócios em março e outubro, e mínimos menos pronunciados do que noCariri (~40% em janeiro e julho).Dados SABER 2005Freqüência de MILs (%)MesesFigura 5.9 – Distribuição da freqüência mensal de MILs sobre o Caririmostrando máximos de ocorrência em abril e outubro.A Figura 5.10 apresenta um resumo das observações de amplitudes de MILsobre o Cariri em 2005. Como já foi mencionado, o critério de identificação deMIL limita a procura por camadas com amplitude acima de 10K. Tal limite fazcom que o gráfico de distribuição anual, da Figura 5.10a, por exemplo, sejaassimétrico com um número máximo de MILs entre 10 e 15 K, número este que151

diminui para maiores amplitudes. Esta distribuição anual é diferente daquelareportada por Kumar et al. (2001) que apresentaram uma larga distribuiçãoentre 18 e 20 K. O mesmo tipo de distribuição de amplitude assimétricatambém pode ser observado no verão e no inverno, com valores entre 10 – 30K e 10 – 40 K, respectivamente (Figuras 5.10c,e). Já os resultados para ooutono e a primavera (Figuras 5.10d,f) mostram uma larga distribuição, comamplitude média de 25 ± 10 K. Estes resultados sugerem que MILs fracas (depequenas amplitudes) são mais freqüentes nos solstícios do que nosequinócios no Cariri, em comparação com a região tropical da Índia.Dados SABER 2005(a)Dados SABER Verão 2005(c)Dados SABER Inverno 2005(e)N o de MILsN o de MILsN o de MILsAmplitude de MIL (K)Amplitude de MIL (K)Amplitude de MIL (K)Dados SABER 2005(b)Dados SABER Outono 2005(d)Dados SABER Primavera 2005(f)Amplitude de MIL (K)N o de MILsN o de MILsMesesAmplitude de MIL (K)Amplitude de MIL (K)Figura 5.10 - (a) Distribuição das amplitudes de MILs inferiores sobre o Cariridurante 2005. (b) Variação das amplitudes de MIL médias mensaismostrando máximos nos equinócios. Distribuição das amplitudes deMIL para o (c) verão, (d) outono, (e) inverno e (f) primavera.Na Figura 5.10b tem-se o gráfico da amplitude média mensal, que mostra umavariação semi-anual com máximos nos meses de equinócios (abril e outubro) emínimo nos solstícios (janeiro e junho). As barras verticais representam odesvio padrão devido às variabilidades dia-a-dia das MILs. No verão aamplitude média é de 15 ± 6 K e no inverno é de 15 ± 5 K. Já durante osequinócios a amplitude média é de 30 ± 20 K no outono e de 25 ± 15 K na152

primavera. Esta variação semi-anual concorda com Fadnavis e Beig (2004),mas difere de Kumar et al. (2001) que observaram uma oscilação anual comum máximo em maio e um mínimo em dezembro para a Índia.A Figura 5.11a mostra a distribuição das espessuras de MIL observadas sobreo Cariri. Como mencionado antes, apenas as MILs cujas espessuras foramiguais ou maiores que 4 km foram consideradas nesta análise. Foramobservadas espessuras entre 4 e 12 km, porém os resultados mostraram umamaior ocorrência de MILs com menores espessuras, entre 4 e 6 km. A Figura5.11b mostra a variação sazonal da espessura de MIL que apresenta um ciclosemi-anual, similar a variação da amplitude MIL. A espessura das MILs é maior(acima de 6 km) nos equinócios (abril e setembro) e menor (~ 4 km) nossolstícios (janeiro e julho). Fadnavis e Beig (2004) também reportaramespessuras médias de MIL entre 5 e 8 km, com camadas mais largas (~ 7 km)em abril e setembro.N o de MILsDados SABER 2005(a)Espessura de MIL (km)(b)Espessura de MIL (km)MesesFigura 5.11 - (a) Distribuição das espessuras das MIL inferiores sobre o Caririem 2005. (b) Variação das espessuras de MIL médias mensaismostrando máximos após os equinócios.A Figura 5.12 mostra as distribuições de altitudes de topo e de base de MILs. Aaltitude de topo média das MILs observadas sobre o Cariri foi de 83 ± 4 km.Isto está em boa concordância com os resultados de Fadnavis e Beig (2004)(80 - 84 km) e razoável concordância com Leblanc e Hauchecorne (1997) (75 -85 km), ambos para MILs em baixas latitudes. A altitude de base média de153

MILs sobre o Cariri foi 8 km abaixo da altitude de topo, ou seja, 75 ± 3 km. Jáas distribuições das temperaturas de topo e base da camada são sumarizadasna Figura 5.13. As temperaturas médias de topo e base foram 205 ± 5 K e 185± 5 K, respectivamente, sem variação sazonal significante.Dados SABER 2005(a)Dados SABER 2005(b)Altitude (km)Altitude (km)Node MILsN o de MILsFigura 5.12 - Distribuições das altitudes de topo (a) e base (b) das MILinferiores sobre o Cariri.Dados SABER 2005(a)Dados SABER 2005(b)N o de MILsN o de MILsTemperatura (K)Temperatura (K)Figura 5.13 - Distribuições das temperaturas de topo (a) e base das MILsinferiores sobre o Cariri.Os perfis de temperatura médios mensais sobre o Cariri no ano de 2005 sãomostrados na Figura 5.14. Para se ressaltar a variação mês-a-mês, os perfisestão horizontalmente deslocados um do outro a intervalos de 40 K. Percebesea clara presença de MIL inferior em dois períodos distintos do ano, entrefevereiro e maio e o segundo período de agosto a outubro. É interessante notar154

que existe um deslocamento para baixo (setas pretas) do pico da MIL, de umaaltitude de 85 km em fevereiro para 80 km em maio. Um deslocamento similartambém ocorre de agosto para outubro. Picard et al. (2004) tambémobservaram um rebaixamento na altitude de MILs a partir de dados do satéliteTIMED/SABER. Entretanto, neste trabalho os autores discutiram a variação dasaltitudes de MILs entre o dia e a noite, relacionando este comportamento a umapossível atuação da maré atmosférica no campo de temperatura.Assim, este comportamento mês-a-mês da MIL sobre o Cariri deve ser melhorinvestigado. Pode-se, por exemplo, compará-lo com a variação sazonal dovento ou da maré em altitudes mesosféricas. Tal estudo contribuiria com ummelhor entendimento dos mecanismos físicos envolvidos na geração de MIL naregião equatorial.Altitude (km)Jan Fev Mar Abr Mai Jun Jul Ago Set Out Nov DezTemperatura (K)Figura 5.14 - Perfis de temperatura médios mensais sobre o Cariri. As setasmostram um deslocamento para baixo do pico da MIL em doisperíodos de 2005. Os perfis de temperatura estão espaçados em40 K.5.2.4. Mecanismos Físicos de Formação de MILVários mecanismos físicos têm sido propostos para explicar a formação daestrutura das MILs, dentre estes destacam-se: o aquecimento químico, a155

quebra de ondas de gravidade e a interação entre ondas de gravidade e ondasde maré.Meriwether e Mlynczak (1995) sugeriram que o aquecimento devido a reaçõesquímicas exotérmicas poderia produzir inversões de temperatura. Entretanto,de acordo com estes autores, não se observa que a taxa de aquecimentoinduzida por estas reações seja suficiente para desenvolver um aumento detemperatura de 40 K, tal como é observado para algumas das MILs inferioresidentificadas no presente trabalho. Além disso, o principal aquecimento porreação química na região da mesopausa se dá por processos de recombinaçãodo oxigênio atômico. Neste caso, tal aquecimento deve ocorrer acima de 85 kmcontribuindo mais na formação das MILs superiores do que nas inferiores.Leblanc e Hauchecorne (1997) propuseram que a quebra de ondas degravidade induziria uma célula de circulação meridional a qual poderia produzirinversões de temperatura com amplitudes de 15 K no inverno das altaslatitudes. Os autores apontaram, no entanto, que este mecanismo não deve serefetivo na formação das MILs de baixas latitudes que predominantementeocorrem nos equinócios. Isto contradiz os resultados obtidos no presentetrabalho, e por esta razão mais estudos observacionais são necessários parainvestigar a relação entre ondas de gravidade e MIL inferiores em baixaslatitudes, e principalmente sobre o CaririMeriwether et al. (1998) sugeriram que as inversões mesosféricas poderiam sergeradas pelo acoplamento de ondas de gravidade com ondas de maré. Liu eHagan (1998) no seu estudo de simulação demonstraram que o efeito deinteração entre onda de gravidade e onda de maré na região da MLT causaduas camadas de inversão nos intervalos de altitude de 70 a 80 km e 100 a110 km, com uma progressão de fase para baixo. A simulação também revelouque a inversão inferior poderia desenvolver uma amplitude de 10 K. Emboraesta amplitude seja bem menor do que as amplitudes observadas nas MILssobre o Cariri (até 40 K), este mecanismo também é um processo plausível156

para a geração de camadas de inversão mesosféricas. Como pode serpercebido a investigação da origem das MILs ainda é uma questão a seraprofundada tanto na pesquisa experimental como na modelagem, e portanto,uma discussão mais profunda dos mecanismos de produção de MIL está alémdo escopo do presente trabalho.5.2.5. Resumo dos Resultados das MILs sobre o CaririPerfis de temperatura obtidos pelo satélite TIMED/SABER foram analisadoscom o objetivo de se estudar as características das camadas de inversão detemperatura mesosféricas (MIL) sobre a região equatorial brasileira do Cariri(7,4°S; 36,5°O), durante o ano de 2005. Os principais resultados obtidos sãosumarizados seguir:− Um total de 175 MILs inferiores foram identificadas em 2005 commáximos de ocorrência em abril e outubro e mínimos em janeiro ejulho;− As MILs inferiores se localizaram entre 70 e 90 km, apresentando umaaltitude média de topo de 83 ± 4 km com uma temperatura média de205 ± 5 K, e uma altitude média de base de 75 ± 3 km com umatemperatura média de 185 ± 5 K;− As MILs apresentaram uma espessura entre 4 e 12 km com umavariação semi-anual, cujos máximos ocorreram nos equinócios emínimos nos solstícios;− As amplitudes das MILs variaram entre 10 K (o limite inferior do critériode busca) e 50 K, com uma maior freqüência de ocorrência de MILscom menores amplitudes;− Foi observada uma variação semi-anual das amplitudes médiasmensais das MILs com máximos nos equinócios e mínimos nossolstícios;157

− A partir de perfis de temperatura médios mensais foi observada apresença de MIL em dois períodos do ano, de fevereiro a maio e deagosto a outubro, ambos apresentando um deslocamento para baixo,do pico da camada.Estes resultados concordam parcialmente com os trabalhos anterioresrealizados em baixas latitudes (HAUCHECORNE et al., 1997; LEBLANC eHAUCHECORNE, 1997; FADNAVIS e BEIG, 2004; KUMAR et al., 2001). Odeslocamento para baixo observado nos perfis médios mensais durante osequinócios é bastante relevante para estudos posteriores.5.3. Morfologia das Frentes Mesosféricas sobre o Cariri5.3.1. IntroduçãoUm dos fenômenos mais interessantes envolvendo a dinâmica da mesosferadescoberto nos últimos anos foi a chamada pororoca mesosférica. Estefenômeno trata-se de uma frente de onda bem definida seguida por um trem deondas que foi observado pela primeira vez por Taylor et al. (1995a) durante acampanha ALOHA-93 no Havaí, EUA. O evento reportado por Taylor et al.(1995a) apresentou um distinto efeito de complementaridade entre as imagensdas diferentes camadas de airglow. O evento se mostrou como uma frente deonda clara na emissão do OH e do Na, e como uma frente escura nas camadasde OI5577 e O 2 . Através de um modelo simples de duas camadasatmosféricas, Dewan e Picard (1998, 2001) explicaram este fenômeno como setratando de uma pororoca ondular mesosférica interna.A despeito dos esforços empreendidos na última década para uma melhorcompreensão do fenômeno das frentes mesosféricas, vários aspectosrelacionados a sua origem, propagação e dissipação permanecem aindaobscuros. O principal fator limitante da sua pesquisa teórica e experimentalcontinua sendo o escasso número de casos identificados como frentes158

mesosféricas, que é bastante dependente do contínuo monitoramento damesosfera através de imagens de airglow.Assim, como tal monitoramento tem sido realizado no Observatório deLuminescência Atmosférica da Paraíba, localizado em São João do Cariri (7,4ºS; 36,5º O), PB desde setembro de 2000, a presente seção objetiva apresentaralguns dos casos mais interessantes já identificados, de forma a vir a contribuircom a pesquisa teórica e experimental destes fenômenos.Na Seção 5.3.2 é apresentada a metodologia de identificação destesfenômenos dentro do conceito mais geral das frentes mesosféricasapresentado por Brown et al. (2004). Na Seção 5.3.3 é discutida a variaçãoanual na ocorrência destas frentes sobre a região brasileira do Cariri. Na Seção5.3.4 são comparados os parâmetros físicos dos três diferentes tipos de frentesmesosféricas observadas. Na Seção 5.3.5 são apresentadas evidênciasobservacionais de diversos casos de frentes mesosféricas, e na Seção 5.3.6 osprincipais resultados para as frentes mesosféricas observadas entre 2004 e2005 são sumarizados.5.3.2. Identificação das Frentes Mesosféricas e Análise das ImagensEntre julho de 2004 e dezembro de 2005 foi realizado um estudo detalhado deidentificação e caracterização de eventos do tipo frente mesosférica queocorreram sobre São João do Cariri (7,4º S; 36,5º O), PB. Para identificar estefenômeno foram utilizadas imagens digitais obtidas com um imageador all skyequipado com filtros de interferência capazes de medir a intensidade deemissão do OI557.7 nm, O 2 b (0,1) à 865 nm e OH (715 - 930 nm), além daemissão de fundo em 570 nm. Este período foi escolhido pois, além dasimagens digitais também estavam disponíveis dados de vento e de temperaturaobtidos por radar meteórico e pelo satélite TIMED/SABER, respectivamente.159

As frentes mesosféricas foram inicialmente identificadas segundo ascaracterísticas apontadas por Dewan e Picard (1998) para o caso daspororocas mesosféricas, critérios amplamente utilizado na literatura (NIELSENet al., 2006; SMITH et al., 2005; SHIOKAWA et al., 2006; SHE et al, 2004) etambém utilizado em estudos anteriores sobre o Cariri (FECHINE, 2004;FECHINE et al., 2005; MEDEIROS et al., 2005). No entanto no presentetrabalho, esta identificação de pororocas foi estendida para uma classe maisgeral na qual as pororocas estão contidas a qual foi denominada de frentesmesosféricas seguindo a proposta de classificação sugerida por Brown et al.(2004).Dentre os quatro tipos de frentes mesosféricas propostos por Brown et al.(2004) foram estudados no presente trabalho as pororocas e os avanços, alémde um novo tipo de frente, os chamados pulsos ou ondas solitárias, que porserem ainda inéditos na literatura, devem ser acrescentados a atualclassificação. Deve-se ressaltar também que as ondas canalizadas não foramdiscutidas no presente trabalho devido aos inúmeros artigos que tratam doassunto na bibliografia. Com relação a frentes do tipo interação onda-onda, nãoforam observados eventos como este em São João do Cariri no períodoanalisado, e por esta razão também não foram discutidos no presente trabalho.A Figura 5.15a apresenta um exemplo de uma pororoca com um extenso tremde ondas observada em 09/11/2004 na emissão do O 2 propagando-se paranordeste. Na Figura 5.15b observa-se um avanço claro nas imagens do OHobtidas em 28/09/2005, também se propagando para nordeste. Na Figura 5.15cobserva-se um pulso ou uma onda solitária clara propagando-se para NO em06/08/2005.A partir da Figura 5.15 percebe-se que uma pororoca típica se apresenta nasimagens de airglow como uma frente de onda bem definida seguida por umtrem de ondas. Um evento do tipo avanço caracteriza-se por um uniformeaumento (ou diminuição) da intensidade do airglow após a passagem de sua160

frente bem definida. Já um pulso se apresenta como uma frente de ondasolitária se propagando numa dada direção.É possível que uma onda solitária seja a fase inicial do desenvolvimento deuma pororoca com trem de ondas, e neste caso futuras análises do ambienteatmosférico envolvido em ambos os eventos podem contribuir noesclarecimento de sua natureza física. Assim, tal classificação se torna útil,pois pode vir a refletir diferentes processos que podem estar envolvidos naorigem e na natureza física de cada distúrbio.Pororoca09/11/2004Avanço28/09/2005Pulso06/08/2005O2 18:25 (LT)OH 19:00 (LT)O5 20:34 (LT)a) b) c)Figura 5.15 - Imagens all sky e ilustração de (a) uma pororoca com extensotrem de ondas na emissão do O 2 às 18:25 (LT) de 09/11/2004, (b)um avanço claro na emissão do OH às 19:00 (LT) de 29/09/2005 e(c) de um pulso ou onda solitária na emissão do OI5577 em06/08/2005 às 20:34 (LT). As setas na frente dos eventos indicamas direções de propagação.161

Após a identificação dos eventos, e com o objetivo de se extrair os parâmetrosfísicos destas frentes mesosféricas, foi realizado um pré-processamento dasimagens que consistiu das seguintes etapas: alinhamento da imagem com onorte geográfico, remoção das estrelas, mapeamento das imagens originaisnum novo sistema de coordenadas geográficas de 768 x 768 km 2 ,determinação da fração da flutuação da intensidade das imagens, suavizaçãoda imagem e aplicação da função de ponderação de Hanning para minimizaros lóbulos laterais dos picos significantes do espectro. Detalhes deste préprocessamentopodem ser encontrados em Medeiros (2001) e Wrasse (2004).Após o pré-processamento, as imagens foram submetidas a uma análiseespectral utilizando a transformada de Fourier em duas dimensões (2D FFT)para se obter os parâmetros físicos das frentes mesosféricas, seguindo ametodologia desenvolvida por Wrasse (2004). Na seção a seguir serãodiscutidos os resultados obtidos com a aplicação desta metodologia.5.3.3. A Variação Anual na Ocorrência das Frentes MesosféricasA Figura 5.16 mostra a ocorrência de 84 e 64 frentes mesosféricas para osegundo semestre de 2004 e todo o ano de 2005, respectivamente. Nota-seque a despeito de se analisar apenas seis meses de dados em 2004, o númerode frentes observadas neste período excede em mais de 30% o total de frentesobservadas durante todo o ano de 2005. Este fato torna o período de 2004 umano atípico com uma alta atividade de frentes mesosféricas em comparaçãocom estudos anteriores realizados no período de 2000 a 2002 em São João doCariri (FECHINE, 2004; FECHINE et al., 2005; MEDEIROS et al., 2005).Outro detalhe interessante é que esta ocorrência tanto em 2004 quanto em2005 foi maior nos meses em torno do equinócio, i.e., setembro a novembro de2004, março de 2005 e setembro a novembro de 2005. Fechine et al. (2005) noseu primeiro levantamento de pororocas mesosféricas sobre o Caririressaltaram a ausência de sazonalidade em contraste com uma maior atividade162

de outros tipos de ondas de gravidade durante o verão e o inverno reportadapor Medeiros et al. (2003). Porém, diante dos resultados do presente estudopode-se reavaliar os resultados de Fechine et al. (2005) observando-se que adespeito de terem ocorrido mais pororocas nos meses de janeiro de 2001 ejunho - julho de 2002, observa-se também uma considerável atividade nosmeses de setembro de 2000, abril e setembro de 2001, e abril e agosto de2002.Estas diferenças entre a variação na ocorrência de frentes mesosférica entre2000 e 2002, e entre 2004 e 2005 podem ser devidas a variações inter anuaisna própria ocorrência do fenômeno (sua origem ou condição de propagação),ou ainda podem ser devidas a limitação do período de observação doimageador que só opera durante 13 noites em torno da lua nova e destas,apenas nas noites de céu limpo, o que torna irregular a série de dadosnoturnos durante o ano.Ocorrência de Frentes Mesosféricas sobre o Cariria) 2004Total: 84 b) 2005 Total: 64N o de FrentesMesesMesesFigura 5.16 - Distribuições da ocorrência de frentes mesosféricas sobre o Cariripara (a) o segundo semestre de 2004 e (b) todo o ano de 2005.Outro resultado interessante é que a partir dos casos reportados na literaturaespera-se que a ocorrência de frentes mesosféricas esteja diretamenterelacionada com as condições de ocorrência de ducto na mesosfera. Aprincípio, poder-se-ia até conjecturar se esta maior atividade de frentes nosequinócios de 2004 e 2005 poderia estar relacionada com a maior ocorrência163

de camadas de inversão de temperatura sobre o Cariri que também ocorre nosequinócios, como mostraram Fechine et al. (2007). Entretanto, a despeito destahipótese ser plausível, pois vários casos na literatura associam a ocorrência defrentes mesosféricas com camadas de inversão de temperatura (DEWAN ePICARD, 1998, 2001; SMITH et al., 2003, 2005), não se considera o papel dovento na configuração do ducto, o que simplifica bastante as condições depropagação das frentes mesosféricas. Assim, um análise da ocorrência defrentes mesosféricas, exige primeiramente uma análise dos principais fatoresque atuam na canalização das ondas, tal como o vento, que será melhordiscutido na Seção 6.6.5.3.4. Os Parâmetros Físicos ObservadosCom o objetivo de servir de referência para o aprimoramento dos modelos defrentes mesosféricas serão apresentados nesta seção os parâmetros físicosencontrados para os três tipos de frente observadas: as pororocas, os avançose os pulsos. No caso das pororocas a análise dos parâmetros físicos seguiu ametodologia amplamente utilizada na literatura produzindo dados decomprimento de onda, período, números de cristas no trem de ondas evelocidade de fase, todos observados. Já para os casos de avanço e pulsoapenas a velocidade de fase obtida pela análise espectral foi considerada, porpossuir significado físico.As Figuras 5.17a,b,c apresentam respectivamente o comprimento de onda, operíodo e o número de ondas no trem observados nos casos de frentesmesosféricas classificados como pororocas mesosféricas. Observa-se umaconcordância com os resultados anteriores de Fechine (2004) e Fechine et al.(2005) no que se refere a uma maior ocorrência de eventos com comprimentosde onda entre 20 e 60 km, períodos entre 5 e 15 minutos e número de ondasentre 2 e 6 cristas seguindo a frente.164

Além disto, devido a nova metodologia empregada na análise espectral, queutilizou um mapeamento das imagens originais em coordenadas geográficas de768 x 786 km 2 , foi possível identificar eventos com maiores comprimentos deonda (λ h < 150 km) , e também maiores períodos (τ > 45 minutos), ou seja,pororocas mesosféricas com parâmetros físicos pouco reportados na literatura.As Figuras 5.17d,e,f apresentam respectivamente as distribuições develocidades de fase observadas para os três tipos de frente mesosférica: aspororocas, os avanços e os pulsos. Observa-se uma concordância entre ointervalo de velocidades observadas para os três tipos de frentes que foi de 20a 60 ms -1 . No caso das pororocas observa-se uma predominância develocidades entre 30 e 70 ms -1 . Já para avanços a velocidade de 30 e 40 ms -1foi mais freqüente, enquanto para os pulsos a velocidade mais registrada seencontrou entre 40 e 50 ms -1 .Comp. de Onda Observado Período Observado N o de Ondas no Trema) Pororoca b) Pororoca c) PororocaComprimento de Onda (km)Período (min)0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22N o de OndasVeloc. de Fase Observada Veloc. de Fase Observada Veloc. de Fase Observada110 eventos 12 eventos 17 eventosd) Pororocae) Avançof)PulsoVelocidade de Fase (m/s) Velocidade de Fase (m/s) Velocidade de Fase (m/s)Figura 5.17 - Gráficos das distribuições de (a) comprimento de onda horizontal,(b) período observado e (c) número de ondas das pororocasmesosféricas que apresentaram um trem de ondas. E distribuiçõesdas velocidades de fase observadas nos três tipos de frentesmesosféricas: (d) as pororocas, (e) os avanços e (f) os pulsos.165

5.3.5. As Evidências Observacionais das Frentes MesosféricasAlém da caracterização dos três tipos distintos de frentes mesosféricas tambémfoi realizado um levantamento dos casos especiais de frentes ocorridas entre2004 e 2005. O critério de classificação destes casos como especiais foi arelevância das evidências observacionais detectadas nas imagens de airglow eo seu caráter inédito na literatura. A partir destes critérios foram então definidos16 grupos de evidência, dentro dos quais cada frente mesosférica foiclassificada. A Figura 5.18 apresenta a distribuição destas evidênciasobservacionais e tem por objetivo servir como referência experimental emfuturos estudos de caso, bem como de subsídio na modelagem do fenômeno.Figura 18 - Distribuição das evidências observacionais associadas às frentesmesosféricas que ocorreram entre julho de 2004 e dezembro de2005 sobre o Cariri. Cada número no histograma se refere a umaevidência, cujo número de casos registrados encontra-se entreparênteses.166

A Figura 5.19 apresenta um exemplo de frente mesosférica em formação nasimagens do airglow O 2 do dia 12/10/2004 sobre o Cariri. Observa-se que às19:07 (LT) não havia registro de ocorrência de uma frente mesosférica,enquanto às 19:47 (LT) já é possível distinguir a configuração de uma frente deonda clara. Às 20:28 (LT) observa-se esta frente clara já bastante desenvolvidae deslocando-se para leste. Este foi um dos 16 casos de formação detectadosque podem contribuir no conhecimento das circunstâncias na qual uma frentemesosférica é gerada.12/10/20040. Formação (16)O2 19:07 (LT)O2 19:47 (LT)O2 20:28 (LT)Figura 19 - Imagens sucessivas na emissão do O 2 em 12/10/2004 mostrandoum exemplo de frente mesosférica (linha sólida) com evidência deformação. A seta na frente da onda indica a direção de propagação.A Figura 5.20 apresenta um caso de frente mesosférica em dissipação queocorreu no dia 14/08/2004 e foi observado na emissão do OH. Verifica-se queàs 23:33 (LT) uma frente escura surgida do horizonte propagou-se parasudeste, sendo ainda observada às 23:54 (LT) para às 00:25 (LT) desaparecerao zênite. Este é um exemplo dos 28 casos de dissipação identificados cujaanálise pode vir a contribuir no entendimento dos processos envolvidos naextinção de uma frente mesosférica.167

14/08/20041. Dissipação (28)OH 23:33 (LT)OH 23:54 (LT)OH 00:25 (LT)Figura 5.20 - Sucessivas imagens na emissão do OH em 14/08/2004mostrando um exemplo de frente mesosférica (linha sólida) comevidência de dissipação. A seta na frente da onda indica a direçãode propagação.A Figura 5.21 é um exemplo de formação de uma frente mesosférica no dia02/11/2005 nas imagens da emissão do OH à partir das 19:50 (LT), pois antesdeste horário, às 19:21 (LT), não era possível se distinguir uma frente de ondana mesma região do céu. A discussão deste caso pode ser encontrada naSeção 6.4. Foram observados 13 casos similares a este que podem contribuirno conhecimento da geração das frentes mesosféricas.02/11/20052. Formação por Interação (13)OH 19:21 (LT)OH 19:50 (LT)OH 20:15 (LT)Figura 5.21 - Imagens no OH em 02/11/2005 mostrando uma frentemesosférica (linha sólida) em formação. A seta indica a direção depropagação.A Figura 5.22 apresenta três imagens na emissão do OH obtidas em02/11/2005 sobre o Cariri na qual se observa a dissipação de uma frente clara168

às 20:29 (LT). Neste caso foram observadas bandas se deslocando na direçãooposta à frente, sugerindo uma interação antes da dissipação.02/11/20053. Dissipação por Interação (3)OH 20:13 (LT)OH 20:17 (LT)OH 20:29 (LT)Figura 5.22 - Imagens no OH em 02/11/2005 mostrando uma frente (linhasólida) com evidência de dissipação por interação com outrasondas. A seta indica a direção de propagação.A frente mesosférica apresentada na Figura 5.23 é um exemplo de pororocaocorrido em 03/10/2005 e observada na emissão do OH. Após ser observada jádesenvolvida às 22:16 (LT) as imagens sugerem uma interação da frente como vento básico a teria destruído às 23:18 (LT). Este grupo foi um dos mais rarose a discussão deste caso pode ser encontrada na Seção 6.3.03/10/20054. Destruição pelo Vento (3)OH 22:16 (LT)OH 22:39 (LT)OH 23:18 (LT)Figura 5.23 - Imagens no OH em 03/10/2005 mostrando uma frente (linhasólida) com evidência de destruição pelo vento.A Figura 5.24 mostra um caso de frente mesosférica observada em 09/11/2004na emissão do OH propagando-se para nordeste e que apresenta uma frentede onda mais larga do que aquelas normalmente observadas sobre o Cariri, talcomo as frentes estreitas mostradas na Figura 5.26. De um total de 20 casos,169

exemplos como este podem vir a esclarecer questões associadas com ascaracterísticas do ducto capaz de suportar frentes mesosféricas, tal como aespessura do ducto que será discutida na Seção 6.6.09/11/20045. Frente Larga (20)OH 18:45 (LT) OH 19:06 (LT) OH 19:37 (LT)Figura 5.24 - Imagens no OH em 09/11/2005 mostrando uma frente larga (linhasólida) em comparação com a maioria dos casos no Cariri.A Figura 5.25 mostra uma seqüência de 3 imagens entre 03:45 e 03:53 (LT) deuma frente mesosférica bastante sinuosa observada sobre o Cariri em16/11/2004. A frente de onda se apresenta escura e as setas indicam a direçãode propagação da frente na extremidade norte (para SE) e na extremidade sul,(para SE). Foram 8 casos como este que podem contribuir no entendimento dopapel desempenhado pelo vento na propagação das frentes mesosféricas.16/11/20046. Sinuosidade da Frente (8)OH 03:45 (LT)OH 03:47 (LT) OH 03:53 (LT)Figura 5.25 - Imagens no OH em 16/11/2005 mostrando uma frente sinuosa,cujas direções de propagação são indicadas pelas setas.A Figura 5.26 mostra um caso de ocorrência simultânea de duas frentesmesosféficas no OH em 13/08/2004. Observa-se que entre 18:48 e 19:11 (LT)170

as duas frentes apresentaram efeitos distintos (claro e escuro) na mesmacamada. Exemplos como este podem contribuir no conhecimento do efeito decomplementaridade e a discussão deste caso encontra-se na Seção 6.5.13/08/20047. Frentes Simultâneas (61)OH 18:48 (LT)OH 19:00 (LT)OH 19:11 (LT)Figura 5.26 - Imagens no OH em 13/08/2004 mostrando duas frentesmesosféricas simultâneas (linhas sólidas).Na Figura 5.27 tem-se um exemplo de três frentes distintas se propagando namesma direção e na mesma noite de 09/11/2004. Casos de múltiplas frentesnuma mesma noite contribuem na investigação da duração e do deslocamentovertical do(s) ducto(s) que as suportaria(m).09/11/20048. Múltiplas Frentes na Noite (91)O2 18:44 (LT)O2 19:51 (LT)O2 20:39 (LT)Figura 5.27 - Imagens no O 2 em 09/11/2004 três frentes (linhas sólidas)ocorrendo numa mesma noite. As setas indicam as direções depropagação.A Figura 5.28 mostra um caso de frente mesosférica do tipo pororocaobservada em 9/11/2004 na emissão do O 2 . A assinatura do trem de ondas(seqüência de vales e cristas) seguindo a frente também pode ser observada.171

Este é o tipo de frente mais reportado na literatura e o que mais ocorre sobre oCariri (foram 110 casos no total) e que vem sendo historicamente discutidodentro do modelo de pororocas mesosféricas de Dewan e Picard (1998, 2000).09/11/20049. Trem de Ondas (110)O2 18:25 (LT)O2 18:44 (LT)O2 18:59 (LT)Figura 5.28 - Imagens no O 2 em 09/11/2004 mostrando uma frente mesosférica(linha sólida) com trem de ondas.A Figura 5.29a e 5.29b apresentam a imagem original e linearizadarespectivamente, de uma frente do tipo avanço claro nas imagens do OH em28/09/2005. A Figura 5.29c mostra os perfis de intensidade relativa (obtidos deuma reta perpendicular à frente) nos quais se observa uma função degrau(seta) que indica a mudança na intensidade airglow sob a passagem da frente.Casos como este podem contribuir no conhecimento das respostas dascamadas de airglow à passagem do avanço e dos mecanismos físicos que odifere das frentes que possuem trem de ondas.28/09/200510. Avanço (12)19:00 19:00 18:57a) OH 19:00 (LT) b) c) 0 10 20 30 40 50kmFigura 5.29 - Imagens a) original e b) linearizada no OH em 28/09/2005mostrando uma frente (linha sólida) do tipo avanço. c) Perfis deintensidade relativa numa linha perpendicular a frente mostrando aevidência do avanço similar a uma função degrau indicado pelaseta.172

A Figura 5.30a e 5.30b apresentam a imagem original e linearizadarespectivamente, de uma frente do tipo pulso nas imagens do OI5577 em06/08/2005. A Figura 5.30c mostra os perfis de intensidade relativa (obtidos deuma reta perpendicular à frente) nos quais se observa um pico da intensidade(seta) associado a passagem da frente. Os pulsos foram minoria, junto com osavanços em comparação com as pororocas, porém o seu estudo podecontribuir na compreensão dos mecanismos envolvidos na geração dediferentes tipos de frentes mesosféricas.06/08/200511. Pulso (17)20:47 20:41 20:34a) O5 20:34 (LT) b)c)0 10 20 30 40 50kmFigura 5.30 - Imagens a) original e b) linearizada no OI5577 em 06/08/2005mostrando uma frente (linha sólida) do tipo pulso. c) Perfis deintensidade relativa mostrando a evidência do pulso indicado pelaseta.A Figura 5.31 mostra um caso de frente de onda propagando-se para nordesteem 01/10/2005 na qual foi aplicada a análise espectral que resultou na Figura5.31b. O espectro cruzado mostra dois picos espectrais de grande amplitude(em vermelho) correspondentes a frente mesosférica e ao movimento relativode adição de cristas ao trem de ondas. Como em alguns casos a detecçãodeste movimento relativo não mostra trem de ondas nas imagens de airglow, aassinatura espectral do segundo pico foi denominada de escoamento para trásda frente de onda. Casos como este (foram 31 casos) são a evidênciaexperimental da dissipação da pororoca gerando um trem de ondas. Adiscussão deste caso pode ser encontrada na Seção 6.2.173

01/10/2005a)O5 18:23 (LT)12. Com Escoamento para Trás (31)Espectro Cruzado Médio (Amplitude)b)N o de Onda Meridional (ciclos/km)c)N o de Onda Zonal (ciclos/km)Figura 5.31 - Imagens a) original e b) linearizada na emissão do OI5577 em01/10/2005 mostrando uma frente mesosférica (linha sólida) comtrem de ondas e evidência de escoamento para trás. c) Gráfico doespectro cruzado mostrando dois picos espectrais (vermelho) querepresentam a assinatura da frente e do escoamento.A Figura 5.32a mostra um caso de pororoca que ocorreu em 01/12/2005 naemissão do OH. Neste caso a análise espectral da imagem linearizada daFigura 5.32b foi realizada dentro da área definida pelo retângulo. Esta análiseresultou na Figura 5.32c, cuja maior amplitude (em vermelho) no espectro édevida apenas a pororoca, e não se registra qualquer assinatura de umescoamento para trás do distúrbio. Casos como este, que são maioria (117casos), servem de contraponto aos casos com assinatura de escoamento paratrás que permitem avaliar as diferenças no ambiente mesosférico queproduzem estas diferentes assinaturas espectrais das frentes de onda.01/12/2005a)OH 23:41 (LT)13. Sem Escoamento para Trás (117)Espectro Cruzado Médio (Amplitude)b)N o de Onda Meridional (ciclos/km)c)N o de Onda Zonal (ciclos/km)Figura 5.32 - Imagens a) original e b) linearizada na emissão do OH em01/12/2005 mostrando uma frente (linha sólida) com trem de ondase sem evidência de escoamento. c) Gráfico do espectro cruzado noqual se observa o pico espectral devido a pororoca (em vermelho).174

A Figura 5.33 mostra três imagens nas emissões do OH, O 2 e OI5577 obtidasem 08/12/2004 nas quais se observa uma pororoca propagando-se parasudeste. Esta frente apresentou efeito de complementaridade claro-escuroescuropara o OH-O 2 -OI5577, respectivamente como é previsto pelo modelo deDewan e Picard (1998). Estes casos constituem uma maioria no Cariri, masnão representam uma regra como já foi reportado por Fechine (2004) eMedeiros et al. (2005), exigindo uma análise detalhada dos processos físicossubjacentes a tal efeito.14. Efeito Previsto (135)08/12/2004 Claro Escuro EscuroOH 20:55 (LT) O2 20:53 (LT) O5 20:55 (LT)Figura 5.33 - Imagens no OH, O 2 e OI5577 em 08/12/2004 mostrando umafrente mesosférica (linha sólida) com efeito de complementaridadeclaro-escuro-escuro previsto pelo modelo de Dewan e Picard(1998).Finalmente, a Figura 5.34 apresenta uma frente de onda observada em10/11/2004 nas emissões do OH, O 2 e OI5577 propagando-se para leste.Neste caso a frente de onda se apresentou escura ao OH, clara ao O 2 e claraao OI5577 o que constitui um efeito de complementaridade não previsto pelomodelo de Dewan e Picard (1998). Novamente, casos como estes já foramreportados por Fechine (2004) e Medeiros et al. (2005) e podem contribuir numaperfeiçoamento dos atuais modelos de frentes mesosféricas.175

10/11/200415. Efeito Não Previsto (13)Escuro Claro ClaroOH 20:00 (LT) O2 20:06 (LT) O5 20:09 (LT)Figura 5.34 - Imagens no OH, O 2 e OI5577 em 10/11/2004 mostrando umafrente mesosférica (linha sólida) com efeito de complementaridadeescuro-claro-claro não previsto pelo modelo de Dewan e Picard(1998).5.3.6. Principais Resultados da Observação de Frentes MesosféricasEntre julho de 2004 e dezembro de 2005 foi realizado um levantamentodetalhado da ocorrência diferentes casos de frentes mesosféricas sobre SãoJoão do Cariri (7,4ºS; 36,5ºO). Os principais resultados obtidos neste trabalhoforam os seguintes:− Um total de 148 frentes mesosféricas foram identificadas sendo que oano de 2004 foi atípico em comparação a estudos anteriores(FECHINE, 2004; FECHINE et al., 2005; MEDEIROS et al., 2005) aoapresentar 84 casos apenas no segundo semestre;− Foram identificados três tipos distintos de frentes mesosféricas, comrelação a sua aparência nas imagens de airglow: as pororocas comtrem de ondas; os avanços com uma frente bem definida seguida porum aumento (ou diminuição) na intensidade do airglow; e os pulsos ouondas solitárias propagando-se como uma frente única;− Foram identificadas frentes mesosféricas com comprimentos de ondaabaixo de 150 km e períodos acima de 45 minutos, pouco reportadosna literatura;176

− Várias evidências observacionais, algumas delas ainda inéditas naliteratura, também foram registradas, a saber: frentes em formaçãoe/ou dissipação sugerindo ou não interação com outras ondas degravidade; indícios de destruição da frente pelo vento de fundo; frentesmesosféricas bastante largas, além de casos de frente de ondasinuosas; ocorrência de frentes simultâneas e de várias frentes numamesma noite. Também foram identificados casos com uma assinaturaespectral de um escoamento para trás da frente mesosférica, além deeventos com efeitos de complementaridade não previstos pelo modelode Dewan e Picard (1998);− A ocorrência destas frentes mesosféricas foi maior nos meses emtorno do equinócio, da mesma forma que também foi observada umamaior ocorrência de camadas de inversão de temperatura sobre oCariri neste mesmo período. Porém, apenas com uma avaliação dacontribuição do vento e da temperatura, é possível se investigar acanalização de ondas na mesosfera, como será discutido no Capítulo6.Com estes resultados, o presente trabalho contribui com uma referência para averificação experimental das previsões dos modelos propostos, além deapontar caminhos promissores para a pesquisa experimental do fenômeno dasfrentes mesosféricas, cujos principais aspectos ainda permanecem poucoconhecidos.177

178

6 DISCUSSÃO6.1 O Caso de 18/04/2002: Frentes Mesosféricas e MILs6.1.1 IntroduçãoApós a descoberta das frentes mesosféricas realizada por Taylor et al. (1995a),Dewan e Picard (1998, 2001) foram os primeiros a propor uma explicação parao fenômeno baseada numa teoria de pororoca ondular mesosférica, cujaocorrência estaria associada a uma camada de inversão de temperatura ouMIL que lhe serviria de ducto. Seyler (2005) também propôs uma teoria na qualo desenvolvimento da frente de onda seria não-linear e ocorreria em ductostérmicos. Observações recentes de frentes mesosféricas simultâneas acamadas de inversão de temperatura (SHE et al., 2004; SMITH et al., 2003,2005) também têm indicado que a investigação de ductos térmicos se constituinuma ativa linha de pesquisa das condições de propagação das frentesmesosféricas.Por esta razão, nesta seção, será apresentado um estudo de caso de duasfrentes de onda detectadas sobre São João do Cariri (7,4º S; 36,5º O), PB,simultaneamente a ocorrência de extensas áreas de camadas de inversão detemperatura na mesosfera. Na Seção 6.1.2 serão apresentados detalhes daobservação do fenômeno, bem como seus parâmetros físicos. Na Seção 6.1.3serão discutidos os critérios de classificação do fenômeno e na Seção 6.1.4 aestrutura térmica da mesosfera na noite do evento será analisada. Na Seção6.1.5 os principais resultados deste estudo de caso são sumarizados.6.1.2 A Frente Mesosférica de 18/04/2002Às 04:12 (LT) da madrugada de 18 de abril de 2002 uma frente mesosférica foiobservada nas imagens das camadas de airglow obtidas com imageador all skyem São João do Cariri, PB. A Figura 6.1 mostra três imagens desta frente deonda nas emissões do OH, O 2 e OI5577, respectivamente.179

18/04/2002Claro Claro Escuroa)OH 04:12 (LT)b)O2 04:16 (LT)c)O5 04:11 (LT)Figura 6.1 - Imagens all sky nas emissões do a) OH, b) O 2 e c) OI5577mostrando uma frente mesosférica observada em 18 de abril de2002 sobre São João do Cariri, PB. A seta indica a direção depropagação da onda.A frente mesosférica surgiu a nordeste do observatório às 04:12 (LT) e sepropagou na direção de 219 o de azimute, atingindo o zênite às 04:15 (LT). Asua propagação foi acompanhada até o final das observações nesta noite, às04:30 (LT), quando a frente mesosférica já exibia quatro cristas no trem deondas que a seguia. A frente mesosférica também se apresentou bem definidana imagem do OI5577, razoavelmente definida na imagem do O 2 e poucodefinida na imagem do OH. Para se obter as características físicas horizontaisda onda foi aplicada uma análise espectral (ver detalhes na Seção 4.3.3) nasimagens de cada emissão, cujo resultado é mostrado na Tabela 6.1.A altura do pico da camada do OH apresentado na Tabela 6.1 foi obtida a partirdo perfil da taxa de emissão volumétrica do OH em 1,6 μm medida pelo satéliteTIMED/SABER. Já as alturas dos picos das camadas de O 2 e de OI5577 foiobtida a partir do cálculo da respectiva taxa de emissão volumétrica usando omodelo MSIS-90 e ajustando o perfil de OH teórico ao perfil medido tal como édescrito na Seção 4.7.3.180

Tabela 6.1 - Parâmetros físicos da frente mesosférica (Φ, λ h , c obs , τ obs )calculados a partir da análise espectral das imagens emcada camada de emissão. A altura do pico da camada deOH foi obtida a partir de dados do satélite TIMED/SABER eas alturas das camadas de O 2 e OI5577 foram obtidas a partirdo modelo MSIS-90.Emissão Altura (km) φ ( o ) λ h (km) c obs (ms -1 ) τ obs (min)OH 86 232 31,2 104,2 5,0O 2 90 229 27,8 28,7 16,1OI5577 93 230 30,1 26,8 18,7Os resultados da análise espectral das imagens nas três emissõesevidenciaram uma característica bastante singular deste evento. Embora adireção de propagação (Φ) e o comprimento de onda horizontal (λ h ) medidosnas três emissões apresentassem uma razoável concordância, ~231º e ~30km, a velocidade de fase (c obs) e o período medidos (τ) para o OH (~104 ms -1 e~5 min, respectivamente) foram bastante diferentes daqueles medidos para oO 2 e o OI5577 (~28 ms -1 e ~17 min). Como não havia dados simultâneos devento mesosférico sobre São João do Cariri, nesta data, os parâmetrosintrínsecos da onda não foram calculados.Tal resultado sugere que o fenômeno poderia se tratar de duas frentesmesosféricas se propagando simultaneamente em regiões com condições deestabilidade distintas, que por sua vez compreenderiam camadas de airglowdistintas. Para testar esta hipótese será discutida na Seção 6.1.2 aclassificação desta frente mesosférica e na Seção 6.1.3 a estrutura térmica damesosfera equatorial brasileira na noite do evento.6.1.3 A Classificação do EventoCom o objetivo de uniformizar a nomenclatura utilizada pela comunidadecientífica, Brown et al. (2004) propuseram uma denominação geral de frentesmesosféricas para todos os eventos que se apresentassem como uma frentede onda bem definida nas imagens all sky do airglow.181

Seguindo esta proposta as frentes mesosféricas poderiam ser classificadas emquatro tipos distintos: i) pororocas mesosféricas, que apresentariam uma frentede grande amplitude da qual poderia surgir um trem de ondas; ii) as ondas degravidade canalizadas que não produziriam necessariamente um trem deondas; iii) os walls mesosféricos, caracterizados pela propagação de umaregião clara (ou escura) nas imagens de airglow; e iv) as interações nãolineares onda-onda que poderiam se apresentar até como frentes estáticas.Analisando os critérios descritos por Brown et al. (2004) e propostos por Dewane Picard (2001) para classificar um fenômeno como pororoca mesosféricaverifica-se que o evento de 18 de abril de 2002 satisfaz a maioria deles, asaber: apresentou uma frente de onda bem definida nas imagens de airglow; afrente de onda foi seguida por um nítido trem de ondas e o distúrbio exibiu umefeito de complementaridade claro-claro-escuro entre as camadas de airglow,ou seja, um aumento na intensidade dos airglow OH e O 2 e uma diminuição naintensidade do OI5577.A Figura 6.2a mostra uma seqüência de três imagens linearizadas do OI5577entre 04:05 e 04:30 (LT). A partir de uma linha perpendicular à frente de onda ena sua direção de propagação (indicada pela seta) foram obtidos os perfis deintensidades relativas que são mostrados na Figura 6.2b. Observa-seclaramente na Figura 6.2b, às 04:05 (LT), a assinatura de uma frente de ondaescura representada por um vale na intensidade relativa do OI5577. A medidaque o tempo passa, a amplitude da frente sofre uma contínua diminuição,simultaneamente a um aumento do número de cristas atrás da frente de onda.De forma análoga os perfis de intensidade relativa para a emissão do OH e doO 2 (gráficos não mostrados) exibiram esta diminuição na amplitude da frente deonda, porém para estas emissões a frente se apresentou como um pico deemissão (frente clara), e não como um vale como no caso da frente escura doOI5577.182

OI5577 -04:05 (LT)04:05 (LT)04:11 (LT)OI5577 -04:17 (LT)Intensidade Relativa04:17 (LT)04:24 (LT)OI5577 -04:30 (LT)04:30 (LT)a) b)050100km150 200Figura 6.2 - a) Três imagens linearizadas da frente mesosférica de 18 de abrilde 2002 sobre São João do Cariri, PB. As setas indicam a direçãode propagação. b) Gráfico dos perfis de intensidade relativa obtidosde cortes perpendiculares a frente de onda definido pelas setas naFigura 6.2a.Esta observação também concorda com as previsões de Dewan e Picard(1998) para o modelo de pororoca mesosférica no qual a frente de ondadissiparia energia diminuindo a sua amplitude através da adição de ondas aotrem, a uma taxa de 2 a 3 cristas por hora. Assim, segundo este modelo,pororocas com um longo trem de ondas seria um indício de um evento183

originado a mais tempo. Como no presente caso o período de observação dapororoca foi de 55 minutos, e como dentro deste intervalo de tempo foi possívelse observar a geração de pelo menos 2 cristas entre 04:05 e 04:30 (LT) éplausível supor que tal evento se tratou de uma pororoca mesosféricaobservada cerca de uma ou duas horas após a sua geração.6.1.4 Estrutura Térmica Mesosférica na Noite de 18/04/2002Outra condição importante na definição de eventos como pororoca mesosféricaé a existência de ductos. Alguns trabalhos têm sugerido (SMITH et al., 2003;SHE et al., 2004; SMITH et al., 2005) que a ocorrência de pororocasmesosféricas estaria relacionada com a existência de ductos térmicosestabelecidos por camadas de inversão de temperatura na mesosfera. Paraavaliar a ocorrência de tais estruturas na noite do evento, foram analisados osperfis de temperatura obtidos pelo satélite TIMED/SABER numa de suaspassagens em 18 de abril de 2002 sobre São João do Cariri, PB.A Figura 6.3a apresenta o perfil de temperatura (linha sólida) obtido pelosatélite TIMED/SABER nas coordenadas de ponto tangente médio de (1,97º S;36,33º O) às 04:09 (LT) do dia 18 de abril de 2002. Esta sondagem doTIMED/SABER ocorreu cerca de 5º a norte do observatório de São João doCariri, durante a passagem da frente de onda e dentro da área de cobertura doimageador (cerca de 1000 km de raio na altura de 90 km). As linhaspontilhadas diagonais na Figura 6.3a representam a taxa de queda adiabáticada temperatura.Observa-se neste perfil de temperatura a ocorrência de duas camadas deinversão indicadas pelos pontos pretos. A camada inferior exibiu uma amplitudede 38 K entre 74 e 80 km de altura, enquanto a camada de inversão superiorapresentou uma amplitude de 87 K entre 91 e 98 km. As duas camadas estãoindicadas por linhas tracejadas horizontais. As espessuras de ambas ascamadas e a altura da camada inferior concordam com as características184

apresentadas na Seção 5.2. Entretanto, a altura da MIL superior foi cerca de 14km maior que a altitude média observada por Fechine et al. (2007) para asMILs sobre São João do Cariri, já que neste trabalhos os autores identificaramMILs apenas até 90 km de altura.Temperatura Brünt-Väisälä Airglowa) b) c)Figura 6.3 – a) Perfil de temperatura obtido a partir de sondagem do satéliteTIMED/SABER às 04:09 (LT) do dia 18/04/2002. As linhasdiagonais representam a taxa de queda adiabática da temperaturae as linhas tracejadas horizontais delimitam duas camadas deinversão de temperatura. b) Perfil do quadrado da freqüência deBrünt-Väisälä. c) Perfis das taxas de emissão volumétricanormalizadas do OH em 1.6 μm medida pelo TIMED/SABER (linhasólida), e das emissões do O 2 (0,1) (linha tracejada) e OI5577 (linhapontilhada) calculados a partir do modelo MSIS-90.Estas camadas de inversão configuraram regiões onda a freqüência de Brünt -Väisälä, mostrada na Figura 6.3b, sofreu um considerável aumento, ou seja,são regiões estaticamente estáveis e que segundo Dewan e Picard (1998)configurariam ductos térmicos. Estas duas camadas de inversão também foramregistradas por outras duas sondagens do satélite TIMED/SABER dentro daárea de cobertura do imageador na noite do evento (gráficos nãoapresentados).185

Na Figura 6.3c são mostrados os perfis das taxas de emissão volumétricanormalizadas do OH em 1.6 μm (linha sólida) medido pelo satéliteTIMED/SABER, e do O 2 (0,1) (linha tracejada) e OI5577 (linha pontilhada)calculados a partir do modelo MSIS-90 (HEDIN, 1991). Os perfis do O 2 e doOI5577 foram rebaixados para uma altitude mais realística, de maneira que operfil teórico do OH coincidisse com o perfil de OH observado pelo satéliteTIMED/SABER, tal como é descrito na Seção 4.7.3. Detalhes da análise deestabilidade atmosférica e do cálculo dos perfis de emissão podem serencontrados na Seção 4.7.1.Assim, a partir da Figura 6.3c observa-se que os picos de emissão dascamadas do OH, do O 2 e do OI5577 encontraram-se aproximadamente em 86,90 e 93 km, respectivamente, tal como é mostrado na Tabela 6.1. Ou seja,observa-se que a camada de inversão inferior se localizou abaixo do pico deemissão do OH, enquanto a camada de inversão superior coincidiu com o picodo OI5577 e com o topo da camada de O 2 . Tal configuração sugere que acamada de inversão superior, que compreende uma porção maior da camadade O 2 e de OI5577, teria suportado a frente mesosférica de maior períodoobservada nestas emissões. Nota-se também que a camada de inversãoinferior poderia suportar ondas com um período de oscilação menor do que acamada de inversão superior. Entretanto, esta camada de inversão inferiorcompreende uma região do OH com baixa taxa de emissão volumétrica, o quediminuiria a sua definição na imagem do OH. Este fato sugere que a regiãoentre 80 e 86 km, embora não apresente uma camada de inversão, registrauma região estável, também capaz de suportar oscilações com períodosmenores que a camada de inversão superior. Além disso, esta região estávelcompreenderia a metade inferior da emissão do OH, o que aumentaria adefinição de ondas nas imagens do OH. Assim, observa-se com este caso alimitação na localização de ductos apenas a partir de perfis de temperatura.Esta limitação é importante pelo fato de ser a atual abordagem empregada nadiscussão de ductos que suportariam as frentes mesosféricas, e a partir da186

qual foi desenvolvida uma nova abordagem na análise de ductos que seráapresentada nas Seções 6.2 a 6.5 a seguir.Além da identificação de regiões estáveis, espera-se que estas camadas deinversão apresentem uma extensão espacial considerável de forma a suportara propagação de uma frente mesosférica. Para avaliar a extensão horizontaldestas camadas de inversão foram elaborados mapas de amplitude de MILsobre a América do Sul entre 17 e 18/04/2002, que são mostrados na Figura6.4.A Figura 6.4a apresenta um mapa com 337 sondagens realizadas pelo satéliteTIMED/SABER sobre a América do Sul entre 17 e 18/04/2002. As Figuras 6.4be 6.4c apresentam mapas de amplitude de MIL elaborados a partir doprocedimento de identificação de camadas de inversão desenvolvido porLeblanc e Hauchecorne (1997) e adaptado por Fechine et al. (2007) para assondagens do satélite TIMED/SABER.As camadas de inversão foram identificadas de acordo com os seguintescritérios: a base da camada de inversão deve se encontrar a pelo menos 5 kmacima da estratopausa e seu topo deve estar abaixo de 90 km de altitude parao caso do mapa da Figura 6.4b. Uma segunda identificação de camadas deinversão foi realizada entre 90 e 110 km para se obter o mapa da Figura 6.4c.187

Sondagens do Satélite TIMED/SABER17-18/04/2002a)Mapa de Amplitude de MIL17-18/04/2002 (Estratopausa - 90 km)Mapa de Amplitude de MIL17-18/04/2002 (90 – 110 km)b) c)Figura 6.4 – a) Mapa de sondagens do satélite TIMED/SABER entre 17 e18/04/2002 sobre a América do Sul. Mapas de amplitude de MILpara o mesmo período entre b) a estratopausa e 90 km e c) 90 e110 km de altura. O círculo preto indica a área de cobertura doimageador e a seta a direção de propagação da frente mesosférica.Além disso, a diferença entre a temperatura no topo e na base de cadacamada, i. e., a amplitude da camada de inversão a ser identificada, deve sermaior que 10 K e menor que 100 K e a espessura das camadas, i.e., adiferença entre a altitude de topo e de base, deve ser maior que 4 km. Comoresultado deste procedimento a Figura 6.4b mostra a ocorrência de duasintensas áreas de camada de inversão (amplitude maior que 50 K) entre aestratopausa e 90 km de altitude. Uma área ocorre sobre a Amazônia e outrase estende do estado de Minas Gerais à costa nordeste brasileira. Esta188

segunda área de MIL coincide com a área de cobertura do imageador (círculopreto) e também com a região onde a frente mesosférica foi observada nasimagens da emissão do OH. A seta preta indica a direção de propagação dafrente de onda. Na Figura 6.4c observou-se uma área ainda mais intensa decamada de inversão (amplitude maior que 80 K) entre 90 e 110 km de altitude.Novamente se observou extensas MILs sobre a Amazônia e sobre o nordestebrasileiro, sendo esta última também coincidente com a área de cobertura doimageador e com a região onde a frente mesosférica foi observada. Ou seja,duas extensas áreas de MIL foram observadas no período de 17 a 18 de abrilde 2002 sobre o nordeste brasileiro exibindo diferentes amplitudes térmicas, oque concorda com a hipótese da existência de duas regiões de estabilidadedistintas e com extensão suficiente para suportar a propagação das frentesmesosféricas observadas.Além disso, o perfil da freqüência de Brünt-Väisälä na Figura 6.3b mostrou queas camadas de inversão (centradas em 77 km e em 94 km) poderiam suportarondas com períodos de oscilação também distintos. A camada de inversãosuperior suportaria ondas com períodos maiores (N 2 ~14 x 10 -4 s -2 ) do que acamada de inversão inferior (N 2 ~ 8 x 10 -4 s -2 ), e ainda maiores seconsiderarmos a região estável entre 80 e 86 km (N 2 ~ 5 x 10 -4 s -2 ). Estaanálise da estabilidade mesosférica na noite do evento corrobora os resultadosda análise espectral que mostrou que a frente de onda no OH apresentou umperíodo menor (5 min), do que a frente de onda no O 2 e OI5577 (~17 min).Porém, apenas com medidas simultâneas de vento que não eram disponíveisna noite do evento, seria possível se obter os parâmetros intrínsecos dasondas.6.1.5 Principais Conclusões do Caso de 18/04/2002Em 18 de abril de 2002, foi observada uma frente mesosférica nas camadas deemissão do OH, O 2 e OI5577 sobre São João do Cariri, PB. Os principaisresultados desta observação foram os seguintes:189

− O evento satisfez aos principais critérios sugeridos por Dewan e Picard(2001) para classificá-lo como pororoca mesosférica, a saber:apresentou uma frente de onda bem definida; de grande extensãohorizontal; seguida por um trem de ondas, cujo número de cristasaumentou devido a uma diminuição na amplitude da frente;− O resultado da análise espectral das imagens sugeriu que a despeito dese propagarem na mesma direção, o fenômeno poderia se tratar deduas pororocas mesosféricas se propagando em regiões comestabilidade atmosférica distinta, já que na emissão do OH o eventoapresentou um período observado menor (~5 min) do que nas emissõesdo O 2 e OI5577 (~17 min);− A estrutura térmica da mesosfera na noite do evento também mostrou aocorrência de regiões com estabilidade atmosférica distintas, ou seja,regiões capazes de suportar ondas com períodos de oscilação distintos.Duas destas regiões consistiram de extensas camadas de inversão detemperatura coincidindo com a área de cobertura do imageador;− Por fim, embora as observações destas camadas de inversão sejamconsistentes com as características do fenômeno, a ausência demedidas simultâneas de vento limita a análise da condição decanalização das ondas, e, conseqüentemente, de sua localizaçãovertical, da determinação do tipo de ducto, além da própria interpretaçãodas imagens de airglow.Assim, para suprir as limitações deste procedimento, que é atualmenteempregado na literatura, foi desenvolvida uma nova abordagem de análise doambiente mesosférico no qual as frentes de onda se propagam. Esta novaabordagem será utilizada na discussão dos estudos de caso apresentados nasSeções 6.2, 6.3, 6.4 e 6.5 a seguir.190

6.2 O Caso de 01/10/2005: Frente Mesosférica num Ducto Doppler6.2.1 IntroduçãoNesta seção será apresentado um caso de uma frente mesosférica detectadasobre São João do Cariri, PB, cujas observações permitiram uma análisedetalhada da condição de propagação da onda com medidas simultâneas detemperatura e vento. Na Seção 6.2.2 será descrita a campanha SpreadFEXdurante a qual foi realizada a observação desta frente mesosférica. Na Seção6.2.3 será discutido o ambiente mesosférico durante o evento e, na Seção6.2.4 os principais resultados deste estudo de caso serão sumarizados.6.2.2 A Frente Mesosférica de 01/10/2005Entre setembro e novembro de 2005 foi realizada no Brasil a campanha SpreadF EXperiment - SpreadFEX dentro do programa Living With a Star/TargetedResearch & Technology (LWS TR&T) empreendido pela NASA. O objetivoprincipal da campanha SpreadFEX foi a observação e a modelagem de ondasde gravidade capazes de iniciar instabilidades de plasma na ionosferaequatorial (FRITTS et al., 2007). Durante a campanha SpreadFEX diversasfrentes mesosféricas foram observadas em São João do Cariri, PB, sobdiferentes condições de propagação. Foram registradas frentes mesosféricasbastante nítidas e bem definidas nas imagens de airglow, como a que serádiscutida nesta seção, além de casos de dissipação e formação de frentes deonda que serão discutidos nas Seções 6.3 e 6.4, respectivamente.O primeiro caso de frente mesosférica analisado durante a campanhaSpreadFEX ocorreu na noite 01/10/2005 sobre São João do Cariri. Durante acampanha o imageador registrou imagens apenas nas emissões do OH eOI5577. A Figura 6.5 apresenta uma seqüência de três imagens do eventoregistradas no OI5577 e OH às 18:14, 18:28 e 18:43 (LT), respectivamente. Aimagem das 18:14 (LT) marcou o início das observações nesta noite.191

Imagens All Sky - Cariri - 01/10/2005OI5577 ClaroOI5577OI5577OH ClaroOHOH18:14 (LT) 18:28 (LT) 18:43 (LT)Figura 6.5 - Imagens sucessivas nas emissões do OI5577 e do OH mostrandoa frente mesosférica observada em 1º de outubro de 2005 sobreSão João do Cariri, PB. A seta indica a direção de propagação dafrente de onda.A frente de onda se apresentou clara e muito bem definida nas imagens doOI5577, sendo seguida por três cristas de onda também claras, porém menosintensas. Já nas imagens da emissão OH a frente de onda praticamente não foiperceptível às 18:14 (LT), e se apresentou bastante tênue às 18:28 e 18:23(LT). A frente mesosférica foi observada por cerca de 86 minutosdesaparecendo no horizonte a nordeste às 19:40 (LT).A análise espectral das imagens revelou que a frente de onda se propagou nadireção de 66º de azimute com uma velocidade de fase observada de 67,5 ms -1e velocidade intrínseca de ~101 ms -1 , um período intrínseco de 7 min e umcomprimento de onda horizontal de 42,4 km. Além dos parâmetros físicos dafrente mesosférica, a análise espectral também revelou um movimento relativo192

na direção oposta à propagação da frente de onda. Este movimento relativoocorre quando a frente de onda dissipa energia diminuindo sua amplitude aoadicionar cristas ao trem de ondas, e foi descrito na Seção 5.3.5 como umaevidência observacional de escoamento para trás da frente de onda. Estaobservação é relevante ao estudo de frentes mesosféricas, pois constitui aprimeira evidência experimental de tal movimento relativo detectado através deuma análise espectral bidimensional. Diante das características exibidas estafrente mesosférica pode ser classificada como uma pororoca mesosférica deacordo com o modelo de Dewan e Picard (1998, 2001).6.2.3 Ambiente Mesosférico na Noite de 01/10/2005Para a investigar as condições do ambiente mesosférico na noite do eventoforam utilizadas medidas simultâneas de vento obtidas com radar meteórico,além de perfis de taxa de emissão volumétrica (VER) da emissão do OH e detemperatura cinética obtidos com o satélite TIMED/SABER. A Figura 6.6apresenta os perfis de temperatura cinética e temperatura potencial, doquadrado da freqüência de Brünt-Väisälä, do vento na direção de propagaçãoda onda, do número e do comprimento de onda verticais, além dos perfis dastaxas de VER do OH em 1,6 μm, do O 2 (0,1) e do OI5577.Na Figura 6.6a observa-se o perfil de temperatura (linha sólida) obtido pelosatélite TIMED/SABER na coordenada de ponto tangente médio de (4,6º S;42,7º O) às 22:48 (LT) no dia 1/10/2005, a partir do qual foi calculado o perfil detemperatura potencial (linha pontilhada). As linhas tracejadas representam ataxa de queda adiabática da temperatura que é de -9,8 K/km. Observa-se noperfil de temperatura a ocorrência de uma camada de inversão entre 93 e 97km de altura com uma amplitude de 34 K. Acima do pico da camada deinversão, a temperatura diminui com a altura a uma taxa similar a taxa dequeda adiabática. Esta espessura e amplitude da camada de inversãoconcordam com as características apontadas por Fechine et al. (2007) para asMILs sobre São João do Cariri.193

θ (x 10 4 K)Brünt - VäisälaVentoλ z(km)Airglowa) b) c) d) e)T (K) N 2 (x 10 -4 s -2 ) Vento (m/s) m 2 (x 10 -7 m -2 ) VER normal.Figura 6.6 - a) Perfil de temperatura cinética (linha sólida) medido com osatélite TIMED/SABER em 1/10/2005 sobre São João do Cariri erespectivo perfil de temperatura potencial (linha pontilhada). Aslinhas tracejadas representam a taxa de queda adiabática datemperatura. b) Perfil do quadrado da freqüência de Brünt-Väisälä.c) Perfil do vento na direção de propagação da onda medido às18:00 (LT) com radar meteórico (linha sólida). A linha pontilhada é avelocidade de fase da onda. d) Perfis do número de onda vertical2( m ) (linha sólida) e do comprimento de onda vertical (λ z ) (linhapontilhada). e) Perfis verticais das taxas de emissão volumétricanormalizadas (VER) do OH em 1,6 μm (linha sólida) medido pelosatélite TIMED/SABER e do O 2 (0,1) (linha tracejada) e OI5577(linha pontilhada) calculados a partir do modelo MSIS-90 e com umrebaixamento de 9km na concentração de O, conforme descrito naSeção 4.7.3. As linhas sólidas horizontais que cortam os cincográficos delimitam a base e o topo do ducto.Já a temperatura na base da camada foi de 166 K, i.e. cerca de 19 K abaixo datemperatura média. E a temperatura no topo da MIL foi de 201 K, ou seja,próximo da temperatura média que é de 205 ± 5 K. As altitudes de base e detopo da MIL (93 e 97 km, respectivamente) estão acima das médias para as194

MILs sobre São João do Cariri, que são de 75 ± 3 km e 83 ± 4 km,respectivamente.Para se discutir as condições de estabilidade estática na mesosfera foicalculado o perfil de temperatura potencial (linha pontilhada) mostrado naFigura 6.6a, a partir da pressão e da temperatura medidos pelo satéliteTIMED/SABER. Analisando os gráficos da Figura 6.6a e 6.6b observa-se quede uma forma geral a mesosfera estava bastante estável, apresentandoapenas estreitas faixas em torno de 71, 87 e 99 km ondefoi nulo.Especificamente, entre 89 e 97 km observa-se uma região estável onde oapresenta valores entre de 6 x 10 -4 s -2 e 12 x 10 -4 s -2 , i. e., uma freqüência deBrünt-Väisälä entre 4 e 8 minutos, o que coincide com o período intrínsecomedido para a frente mesosférica.2N2NA Figura 6.6c mostra o perfil de vento (linha sólida) na direção de propagaçãoda frente de onda e a velocidade de fase observada para a pororocamesosférica, que foi de 67,5 ms -1 (linha pontilhada). Analisando a Figura 6.6cobserva-se que quando da passagem da pororoca o vento soprava na direçãooposta da frente de onda em todo o perfil medido pelo radar meteórico. Abaixode 82 km o vento apresentou uma velocidade entre -30 e -40 ms -1 , que foiaumentando com a altura até 87 km, onde o vento foi praticamente nulo. Acimadeste nível o vento novamente diminuiu atingindo -30 ms -1 em 91 km e -60 ms -1em 97 km de altura. Acima de 97 km o perfil apresentou seus valores mínimos,com intensidade entre -60 a -90 ms -1 .A Figura 6.6d mostra os perfis de comprimento de onda (linha pontilhada) e denúmero de onda (linha sólida) verticais calculados para a frente mesosférica apartir da seguinte relação de dispersão de ondas de gravidade:m2Nu2zz 2= − − kh, (6.1)2( u − c) ( u − c)195

2onde, m é o número de onda vertical, N é o quadrado da freqüência deBrünt-Väisälä;onda;khu é a velocidade do vento básico; c é a velocidade de fase da= 2π / λ é o número de onda horizontal.hA relação de dispersão dada pela Equação 6.1 é válida para ondas degravidade se propagando num ambiente onde os efeitos de cisalhamento devento e de gradientes térmicos não podem ser desprezados (CHIMONAS eHINES, 1986; ISLER et al., 1997), ou seja, para as condições mesosféricasobservadas na noite de 1º de outubro de 2005 sobre São João do Cariri, PB.Observa-se claramente no perfil de2ma ocorrência de duas regiões distintas2mcentradas em 96 e 87 km onde é negativo. Estas regiões são definidascomo regiões evanescentes, onde não há propagação vertical de ondas degravidade. Entre as duas regiões evanescentes ocorre uma região onde opositivo, ou seja, uma região onde as condições ambientes permitem apropagação vertical das ondas de gravidade. Portanto, esta região propaganteconfigura-se num ducto que permite a canalização de ondas de gravidade deuma maneira bastante eficiente, pois, ao ser circundado por regiõesevanescentes, as ondas canalizadas podem se propagar com o mínimo dedissipação de energia (CHIMONAS e HINES, 1986). Este ducto se localizaentre 90 e 94 km e está delimitado por linhas paralelas horizontais (linhassólidas) em todos gráficos da Figura 6.6.2méA Figura 6.6e apresenta os perfis da taxa de emissão volumétrica normalizadado OH em 1,6 μm (linha sólida) medidos pelo satélite TIMED/SABER e doO 2 (0,1) (linha tracejada) e do OI5577 (linha pontilhada) calculados com dadosdo modelo MSIS-90. Os perfis do O 2 (0,1) e do OI5577 tiveram a sua altitudeajustada de forma que o perfil também teórico do OH coincidisse com o perfilobservado pelo satélite TIMED/SABER.196

Observa-se na Figura 6.6e que o pico de emissão da camada de OH selocalizou em 82 km, ou seja, abaixo da altitude nominal de 86 km, enquanto opico do O 2 foi estimado em 87 km, e do OI5577 em 89 km, abaixo de suasaltitudes nominais que são 92 e 96 km, respectivamente.Observa-se também que a região de ducto definida pelo positivo (linhassólidas horizontais) contêm o pico da camada de OI5577 e o topo da camadade O 2 (0,1), enquanto apenas parte do topo da camada de OH estavacompreendida pelo ducto. Como durante a campanha SpreadFEX não foramregistradas imagens na emissão do O 2 , apenas as camadas do OH e doOI5577 foram comparadas. Verificou-se que cerca de 31 % da taxa de emissãovolumétrica da camada do OI5577 foi canalizada pelo ducto, contra ~8 % dacamada do OH, o que pode explicar a maior definição da frente de onda nasimagens OI5577 do que no OH.2mOutro fato interessante é que o ducto estava centrado entre 90 e 94 km dealtitude, a ~92 km, ou seja, acima dos picos de emissão do OI5577 (89 km) edo OH (82 km). Como a frente de onda apresentou um efeito claro-claro emambas as camadas, isto significa que a observação concorda com a previsãode efeito de complementaridade do modelo de Dewan e Picard (1998) queprevê um aumento na intensidade de emissão das camadas de airglow, cujospicos se localizem abaixo do ducto.Além da avaliação da porção da camada de airglow canalizada váriosparâmetros físicos no interior do ducto foram calculados e são apresentados naTabela 6.2. A utilização destes parâmetros físicos como condições de contornoem futuras simulações de frentes de onda pode contribuir no aperfeiçoamentodos atuais modelos de ondas de gravidade de forma que estes possamreproduzir o fenômeno das frentes mesosféricas.197

Tabela 6.2 - Parâmetros físicos observados dentro do ducto da frentemesosférica de 1º de outubro de 2005.T θ N 2 u m 2 λ z(K) (K) (x10 -4 s -2 ) (ms -1 ) (x10 -8 m -2 ) (km)Mínimo 164,9 7.975 4,5 -40,5 0,2 7Máximo 168,8 10.244 9,9 -23,8 2,0 23Médio 166,7 9.054 6,4 -33,8 0,9 14,26.2.4 A Condição de Propagação da Frente MesosféricaComo foi visto na Seção 6.2 a ocorrência de camadas de inversãosimultaneamente a frentes mesosféricas têm sido geralmente interpretada naliteratura como uma relação de causalidade, ou seja, frentes de ondaocorreriam dentro de ductos térmicos configurados pelas camadas de inversão.Neste caso em específico de 1º de outubro de 2005, a condição do ducto serádiscutida a seguir.A partir da análise da ordem de grandeza dos termos da relação de dispersão,apresentada na Seção 4.7.2, verificou-se que o termo da derivada segunda dovento dominou o resultado do2mna condição de propagação da frente deonda de 1º de outubro de 2005. Enquanto o termo do vento contribuiu com22~103% do valor final de m no ducto, a contribuição dos termos de N e deforam desprezíveis (-3% e 0%, respectivamente).2k hIsto significa que o vento desempenhou um papel fundamental na configuraçãodo ducto dentro do qual a pororoca se propagou. Por esta razão, se feznecessário analisar o comportamento do vento mesosférico na noite de 1º deoutubro de 2005.198

A Figura 6.7 apresenta a variação temporal dos perfis de vento zonal,meridional e na direção de propagação da frente de onda medidos com radarmeteórico entre 12:00 (LT) de 01/10/2005 e 12:00 (LT) de 02/10/2005 sobreSão João do Cariri, PB.Observa-se a partir da Figura 6.7 uma intensificação nos ventos zonal emeridional às 14:00 e 18:00 (LT), respectivamente, como resultado da atuaçãoda maré semi-diurna. Esta atuação da maré semi-diurna intensificando o ventomesosférico sobre São João do Cariri já foi reportada anteriormente por Lima etal. (2006) e Buriti et al. (2007).No vento zonal esta intensificação foi maior acima de 90 km de altura atingindovalores ordem de –120 ms -1 em 97 km. Já no vento meridional estaintensificação foi maior acima de 83 km, onde o vento foi praticamente nulo,atingindo valores 70 ms -1 em torno de 93 km, onde o vento meridional foimáximo.No horário de observação da frente de onda (linhas sólidas verticais) e nadireção desta, observa-se que o vento é da ordem de -10 a -20 ms -1 abaixo de84 km, diminuindo para aproximadamente zero entre 84 e 88 km, edesenvolvendo um forte gradiente de -20 ms -1 em 89 km, -40 ms -1 em 92 km,até atingir -60 ms -1 em 98 km de altitude. Este cisalhamento de vento nadireção de propagação da frente mesosférica teve uma forte influência nacondição de propagação da onda.199

Vento Zonal – Cariri – 1 - 2/10/2005Altitude (km) Altitude (km)Altitude (km)a)Vento Meridional – Cariri – 1- 2/10/2005b)Vento na Direção da Onda – Cariri – 1 - 2/10/2005c)Hora LocalFigura 6.7 - Variação temporal do vento a) zonal, b) meridional e c) vento nadireção de propagação da onda medidos por radar meteórico entre12:00 (LT) de 01/10/2005 e 12:00 (LT) de 02/10/2005 sobre SãoJoão do Cariri, PB. As linhas sólidas verticais indicam o horário deobservação da frente de onda e as linhas horizontais delimitam abase e o topo do ducto mostrado na Figura 6.6.A Figura 6.8 apresenta a variação temporal do perfil de normalizado entre12:00 (LT) de 01/10/2005 e 12:00 (LT) de 02/10/2005 sobre São João do Cariri.2002m

Uma ressalva, porém deve ser feita com relação às limitações na discussãorealizada a partir deste gráfico: a Figura 6.8 apresenta a variação temporal de2msupondo-se que apenas o vento varia ao longo do tempo. Nota-se daEquação 6.1 que além do vento, a temperatura (incluída no termo do2N) e aspróprias características da onda ( c e2k h) também variam com o tempo. Comrelação às variações na temperatura e no número de onda horizontal, sabe-seque estas não influirão consideravelmente no resultado dedevido àdiferença de pelo menos duas ordens de grandezas com relação ao termo dovento, neste estudo de caso. Além disso, no caso da temperatura, pode-seassumir que a estrutura térmica equatorial no intervalo de algumas horas nãose altere abruptamente (GILLE e HOUSE, 1971).Variação do Perfil de m 2 – Cariri – 01/10/20052m2Figura 6.8 - Variação temporal do perfil de m normalizado entre 12:00 (LT) de01/10/2005 e 12:00 (LT) de 02/10/2005 sobre São João do Cariri.As linhas sólidas verticais apontam o horário de observação dafrente de onda e as linhas sólidas horizontais delimitam a base e otopo do ducto.Por outro lado, a velocidade de fase da onda é um parâmetro importante nocálculo do2m , entretanto, como se dispõe apenas da medida da velocidade de201

fase dentro do intervalo de 1 ou 2 horas de observação da frente de onda, e avariação da velocidade neste período esteve dentro dos erros envolvidos namedida (±10%), então pode-se considerar que a Figura 6.8 fornece umaprimeira aproximação da variação temporal da condição de propagação daonda na noite do evento. Futuros estudos podem aperfeiçoar esta metodologiafazendo uso de perfis de temperatura e de vento com uma maior resoluçãotemporal e vertical (que são limitados para os dados de satélite e de radarmeteórico, respectivamente, usados neste trabalho). Além disso, seria bastanteútil o desenvolvimento de uma técnica capaz de acompanhar as variações dascaracterísticas das ondas observadas nas imagens de airglow.A Figura 6.8 apresenta claramente o desenvolvimento de uma regiãopropagante entre 90 e 94 km (linhas sólidas horizontais), também mostrada naFigura 6.6d, no horário de ocorrência da frente mesosférica (linhas sólidasverticais). Observa-se que simultaneamente à região propagante também sedesenvolveram duas regiões evanescentes centradas em ~87 e ~96 km dealtura, respectivamente. A região evanescente inferior se iniciou às 16:30 (LT),persistindo até às 23:00 (LT), e a região evanescente superior ocorreu entre17:00 e 01:00 (LT). Isto significa que o vento também contribuiu para que ascondições em torno do ducto fossem adequadas a uma maior eficiência nacanalização de ondas, já que as regiões evanescentes acima e abaixo do ductominimizam fortemente a transmissão da onda, e conseqüentemente, o escapede energia (NAPPO, 2002).Este resultado é importante, pois vários trabalhos na literatura têm relacionadoa ocorrência de frentes mesosféricas apenas com a existência de uma camadade inversão de temperatura que lhe serviria de ducto (SMITH et al., 2003; SHEet al., 2004; SMITH et al., 2005). Entretanto, no início da modelagem dofenômeno Dewan e Picard (1998, 2001) já alertavam para o fato de que aestrutura de ducto poderia ser formada por alguma combinação entrecisalhamento de vento e inversão térmica, tal como foi observado na noite de01/10/2005.202

A primeira evidência de que o vento poderia desempenhar um papel importanteno desenvolvimento das frentes mesosféricas surgiu no trabalho de Batista etal. (2002). Neste trabalho os autores investigaram o ambiente envolvido nafrente de onda observada por Medeiros et al. (2001) sobre Cachoeira Paulista,SP e ambos os trabalhos mostraram que um intenso cisalhamento de vento foiregistrado durante o evento. Smith et al. (2003) também verificaram aocorrência de um forte cisalhamento de vento na altura de observação de umafrente de onda, entretanto, neste trabalho, os autores concentraram adiscussão apenas no papel desempenhado pela camada de inversão detemperatura para a configuração do ducto. She et al. (2004) observaram umafrente mesosférica se propagando na direção contrária a um vento bastanteforte (~40 ms -1 ), o que também poderia sugerir uma importância do vento naconfiguração do ducto.Já Shiokawa et al. (2006) observaram um intenso cisalhamento de vento(80m/s/km) na altitude de propagação de uma frente mesosférica sobreKototabang, na Indonésia. Os autores conjeturaram a possibilidade do vento terdesempenhado um importante papel na geração da frente de onda. Entretanto,ao investigar a condição de propagação da frente, Shiokawa et al. (2006)utilizaram a relação de dispersão para ondas de gravidade resultante de ummodelo de atmosfera sem cisalhamento vertical de vento, dada pela seguinteexpressão:m22N1= − k , (6.2)2− h22( u − c) 4Honde H é a altura de escala. Assim, baseados nos resultados desta relação dedispersão pouco realística, os autores concluíram que as condições de ductopropostas por Dewan e Picard (1998) não eram satisfeitas para a frentemesosférica por eles observada.203

Desta forma, o estudo de caso de 1º de outubro de 2005 contribui no sentidode que o comportamento do vento não pode ser desprezado na análise depropagação das ondas de gravidade, especialmente no caso das frentesmesosféricas. Além disso, deve-se utilizar nestes estudos a relação dedispersão dada pela Equação 6.1, que além de ser mais realística aoconsiderar os cisalhamentos de vento e os gradientes de temperatura, resultanuma interpretação bastante distinta da condição de canalização das ondas.6.2.5 Principais Conclusões do Caso de 01/10/2005Em 1º de outubro de 2005, durante a campanha SpreadFEX, foi observadauma pororoca mesosférica nas camadas de emissão do OH e do OI5577 sobreSão João do Cariri, PB. Os principais resultados desta observação foram osseguintes:− As diferentes porções das camadas de airglow OH (8%) e OI5577 (31%)canalizadas pelo ducto explicam a aparência mais nítida e definida dafrente de onda nas imagens do OI5577 do que nas do OH. O eventotambém apresentou um efeito de complementaridade claro-claroprevisto pelo modelo de Dewan e Picard (1998) com relação alocalização do ducto acima dos picos das camadas de emissão;− Foi observada uma forte atuação da maré semi-diurna no ventomesosférico que provocou um cisalhamento de vento simultaneamente aobservação da frente de onda, e na mesma altitude.− A análise da condição de propagação permitiu concluir que a frentemesosférica, do tipo pororoca ondular, foi suportada por um ductoDoppler, consistindo na primeira observação deste tipo a ser reportadana literatura.204

6.3 O Caso de 03/10/2005: Destruição de uma Frente Mesosférica6.3.1 IntroduçãoA despeito dos esforços observacionais realizados na última década ainda sãobastante limitadas na literatura observações de frentes mesosféricas queevidenciem um processo de dissipação da frente e do trem de ondas (SHE etal., 2004; FECHINE, 2004). Por esta razão será apresentado nesta seção umestudo de caso de dissipação frente mesosférica detectada sobre São João doCariri, PB, durante a campanha SpreadFEX, cujas condições de temperatura ede vento puderam ser analisadas. Na Seção 6.3.2 serão apresentadas asimagens de airglow e os parâmetros físicos da frente mesosférica de 3 deoutubro de 2005. Na Seção 6.3.3 será apresentado o ambiente mesosféricodurante o evento. Na Seção 6.3.4 o papel do vento na dissipação da frentemesosférica será discutido e, na Seção 6.3.5 os principais resultados sãosumarizados.6.3.2 A Frente Mesosférica de 03/10/2005Durante a campanha SpreadFEX também foi registrado um caso de frentemesosférica, cujas imagens de airglow evidenciaram um possível processo dedissipação de ondas. A Figura 6.9 mostra uma seqüência de imagens doevento na emissão do OH, obtidas na noite de 3 de outubro de 2005 entre21:00 e 23:09 (LT) sobre São João do Cariri, PB.A frente mesosférica foi observada sob condições de céu limpo numa noitecom baixa atividade ondulatória. O fenômeno apareceu no campo de visão doimageador a sudoeste, às 21:00 (LT), e durante a sua observação foi possívelidentificar um trem de cinco cristas de onda seguindo a frente mesosférica. Afrente mesosférica apresentou ainda um efeito de complementaridade claroescuroentre as camadas de emissão do OH e OI5577, respectivamente, sendobem mais definida no OH do que no OI5577.205

Imagens All Sky - Cariri - 03/10/2005OHOHOH21:38 (LT)OH22:14 (LT)OH22:30 (LT)OH22:46 (LT) 23:00 (LT)23:09 (LT)Figura 6.9 - Imagens sucessivas na emissão do OH mostrando a frentemesosférica observada em 3 de outubro de 2005 sobre São Joãodo Cariri, PB. A seta para nordeste indica a direção de propagaçãoda frente de onda e os círculos indicam a ocorrência ripples (linhastracejadas) na noite da observação. A linha vertical na imagem das23:00 (LT) indica a faixa do céu onde a frente mesosféricadesapareceu.Às 23:00 (LT), quando a frente de onda atingiu o zênite local, foi observada nasimagens de airglow uma dissipação tanto da frente como do trem de ondas quea seguia, sugerindo uma forte mudança no ambiente mesosférico capaz dealterar a condição de propagação da onda. Após as 23:00 (LT), as sucessivascristas do trem de ondas também dissiparam na região do zênite, até que às23:30 (LT) a frente mesosférica havia se dissipado completamente.Além da frente mesosférica, também foram observadas ondas de gravidadetransientes, os chamados ripples, ocorrendo principalmente a leste doobservatório, como mostram os círculos na Figura 6.9. Esta ocorrência deripples à leste e da frente mesosférica à oeste sugere que havia duas206

condições atmosféricas distintas separadas aproximadamente pela linhatracejada na Figura 6.9, que indica a faixa estática onda a frente de ondadesapareceu. A oeste desta linha as condições mesosféricas permitiriam apropagação da frente de onda. Já a leste desta linha a ocorrência de ripplessugere uma condição de instabilidade dinâmica na mesosfera. As condições deambiente mesosférico na noite do evento serão discutidas em detalhe naSeção 6.3.3.A análise espectral das imagens de airglow indicou que a frente de onda sepropagou para a direção de 58º de azimute, a uma velocidade de faseobservada de 27 ms -1 e uma velocidade intrínseca de 36,5 ms -1 , com umcomprimento de onda horizontal de 27 km e um período intrínseco de ~12 min,sendo acompanhada por ~2,5 horas. Já o ripple que sucedeu a frentemesosférica apresentou um comprimento de onda de ~17 km, propagando-separa o azimute 152º com um período observado de ~40 min e uma velocidadede fase observada de ~7 ms -1 . Devido às características apresentadas pelodistúrbio que concordam com o modelo de Dewan e Picard (1998, 2001) e,segundo a proposta de Brown et al. (2004), esta frente mesosférica pode serclassificada como uma pororoca mesosférica.6.3.3 Ambiente Mesosférico na Noite de 03/10/2005Para a investigar as condições do ambiente no qual a frente mesosférica sedissipou foram utilizadas medidas simultâneas de vento obtidas com radarmeteórico, além de perfis de taxa de emissão volumétrica da emissão do OHem 1,6 μm e de temperatura cinética obtidos com o satélite TIMED/SABER. AFigura 6.10 apresenta os perfis de temperatura cinética e temperaturapotencial, do quadrado da freqüência de Brünt-Väisälä, do vento na direção depropagação da onda, do número e do comprimento de onda verticais, além dosperfis das taxas de emissão volumétrica normalizadas do OH em 1,6 μm, doO 2 (0,1) e do OI5577. Na Figura 6.10a observa-se o perfil de temperatura (linhasólida) obtido pelo satélite TIMED/SABER na coordenada de ponto tangente207

médio de (2,9º N; 41,9º O) às 21:58 (LT) no dia 3/10/2005, a partir do qual foicalculado o perfil de temperatura potencial (linha pontilhada). As linhastracejadas representam a taxa de queda adiabática da temperatura. Destaforma, estes perfis representam uma sondagem realizada pelo satéliteTIMED/SABER dentro do campo de visão do imageador e no horário deocorrência da frente mesosférica.θ (x 10 4 K)Brünt - VäisälaVentoλ z(km)Airglowa) b) c) d) e)T (K) N 2 (x 10 -4 s -2 ) Vento (m/s) m 2 (x 10 -7 m -2 ) VER normal.Figura 6.10 - a) Perfil de temperatura cinética (linha sólida) medido com osatélite TIMED/SABER em 3/10/2005 sobre São João do Cariri erespectivo perfil de temperatura potencial (linha pontilhada). Aslinhas tracejadas representam a taxa de queda adiabática datemperatura. b) Perfil do quadrado da freqüência de Brünt-Väisälä.c) Perfil do vento na direção de propagação da onda medido às21:00 (LT) com radar meteórico (linha sólida). A linha pontilhada é avelocidade de fase da onda. d) Perfis do número de onda vertical2( m ) (linha sólida) e do comprimento de onda vertical (λ z ) (linhapontilhada). e) Perfis verticais das taxas de emissão volumétricanormalizadas (VER) do OH em 1,6 μm (linha sólida) medido pelosatélite TIMED/SABER e do O 2 (0,1) (linha tracejada) e OI5577(linha pontilhada) calculados com o modelo MSIS-90 e com umrebaixamento de 9 km na concentração de O. As linhas sólidashorizontais que cortam os cinco gráficos delimitam a base e o topodo ducto.208

Observa-se no perfil de temperatura (linha sólida) a ocorrência de uma camadade inversão entre 75 e 82 km de altitude com uma amplitude de 37 K. Acima dopico da camada de inversão, o perfil de temperatura exibe algumas flutuações,até que a partir de 92 km a temperatura apresenta um forte decréscimoatingindo o mínimo de 146 K em 97 km de altura, definindo a mesopausa. Aespessura, a amplitude e as altitudes de topo e de base da MIL concordaramcom os valores médios observadas em São João do Cariri (FECHINE et al.,2007), enquanto as temperaturas da base (178K) e do topo (215K) da MILforam 7 K e 10 K abaixo e acima da média, respectivamente. O perfil detemperatura potencial (linha pontilhada) refletiu o comportamento do perfil detemperatura. Observou-se um aumento da temperatura potencial, i.e. daestabilidade atmosférica, na região da camada de inversão e um fortedecréscimo na estabilidade atmosférica em torno de 93 km. As Figuras 6.10a e6.10b mostram que de uma forma geral a mesosfera estava bastante estável,apresentando faixas de instabilidade em torno de 70, 93 e 110 km, ondenulo.2NfoiNa Figura 6.10c observa-se o perfil de vento (linha sólida) na direção depropagação da frente de onda e a sua velocidade de fase observada que foi de27,5 ms -1 (linha pontilhada). Verifica-se na Figura 6.10c que no horário doevento o vento soprava na direção oposta da frente de onda abaixo de 85 kmde altura. Acima desta altura o vento passa a soprar na direção da onda atéque entre 87 e 90 km a velocidade do vento e da onda se aproximam bastantesugerindo a proximidade de um nível crítico. Acima de 91 km o vento torna amudar de direção, soprando no sentido contrário da frente e onda, e a partir de96 km, o vento praticamente tornou-se nulo.Os perfis de2m(linha sólida) e de λ z (linha pontilhada) mostrados na Figura6.10d refletem estas variações do vento que alteram a condição de propagaçãovertical das ondas. Observa-se no perfil de2ma ocorrência de dois ductos209

distintos, um ducto inferior entre 82 e 85 km, e um ducto superior entre 91 e 95km. A princípio ambos os ductos poderiam suportar a frente mesosférica de3/10/2005, porém apenas a análise da variação do vento na noite pode indicarem qual ducto a frente mesosférica se propagou, como será discutido a seguir.Assim como ocorreu na frente mesosférica de 01/10/2005, os ductos do dia 3de outubro de 2005 também apresentaram uma forte contribuição do 2º termona relação de dispersão, representado pela derivada segunda do vento. Porém,como o ducto inferior foi criado por uma condição de gradiente de ventoaproximadamente linear (ver Figura 6.10c) os valores dosão bempequenos, próximo de zero, o que sugere que este ducto não seria tão eficientepara suportar uma frente mesosférica. Já com relação ao ducto superior, entre92 e 94 km, observa-se um mínimo de vento local, e devido a estaconfiguração de vento, é estabelecido um ducto Doppler propagante commaiores valores de2mpositivos, o que torna o ducto superior mais eficientepara a canalização da frente mesosférica observada. Na próxima seção serãodescritas outras observações que corroboram a hipótese de que foi o ductosuperior que suportou a frente mesosférica.2mNa Figura 6.10e observa-se que o ducto superior se localizou acima dos picosde emissão do OH 1,6 μm (linha sólida) e do OI5577 (linha pontilhada) (86 e 90km respectivamente). Nesta configuração, ao calcular a porção das camadascompreendidas pelo ducto, percebe-se que a camada do OI5577 apresentouuma maior porção de taxa de emissão volumétrica canalizada, cerca de 28%,em comparação com a camada do OH que teve apenas 11% de sua taxa deemissão volumétrica canalizada.Segundo o modelo de Dewan e Picard (1998) se o ducto estiver acima de umacamada de emissão a frente de onda se apresenta clara nas imagens deairglow, devido ao rebaixamento, compressão e subseqüente aquecimento dacamada. De forma inversa, uma camada de emissão acima do ducto seria210

levantada, sofrendo rarefação e resfriamento, e conseqüentemente exibindouma frente de onda escura.Assim, nota-se que, como a frente mesosférica de 3/10/2005 apresentou umefeito de complementaridade claro-escuro nas imagens do OH e do OI5577,respectivamente, e como o ducto estava acima do pico do OH, masaproximadamente coincidente com o pico do OI5577, então, a priori, não sepode afirmar que a previsão do modelo de Dewan e Picard (1998) tenhafalhado, entretanto se faz necessário outras observações para se avaliarmelhor a resposta das camadas de airglow a passagem das frentesmesosféricas.As observações do ambiente mesosférico na noite de 3 de outubro de 2005indicam, portanto, que a frente mesosférica se propagou entre 91 e 95 km dealtitude dentro de um ducto Doppler. Especificamente, o termo do vento narelação de dispersão contribuiu em média com ~102% do valor de22interior do ducto, enquanto a contribuição dos termos de N e de foramdesprezíveis (0% e -2%, respectivamente). Outros parâmetros físicos nointerior do ducto também foram medidos e são mostrados na Tabela 6.3.k h2mnoTabela 6.3 - Parâmetros físicos observados dentro do ducto da frentemesosférica de 3 de outubro de 2005.T θ N 2 u m 2 λ z(K) (K) (x10 -4 s -2 ) (ms -1 ) (x10 -8 m -2 ) (km)Mínimo 154,5 9.114 -4,3 -16,2 -3 2,6Máximo 197,7 9.773 5,6 2,4 0,2 3,1Médio 177,9 9.420 -0,5 -9,5 6,7 2,9Desta forma, como o vento desempenhou um papel fundamental naconfiguração do ducto dentro do qual a frente mesosférica se propagou e sedissipou, fez-se necessário analisar o comportamento do vento mesosférico nanoite do evento, o que será discutido a seguir.211

6.3.4 O Papel do Vento na Dissipação da Frente MesosféricaA Figura 6.11 apresenta a variação temporal dos perfis de vento zonal emeridional medidos com radar meteórico entre 12:00 (LT) de 03/10/2005 e12:00 (LT) de 04/10/2005 sobre São João do Cariri, PB.Vento Zonal – Cariri – 3 - 4/10/2005Altitude (km) Altitude (km)a)Vento Meridional – Cariri – 3 - 4/10/2005b)Hora LocalFigura 6.11 - Variação temporal dos perfis de a) vento zonal e b) ventomeridional medidos com radar meteórico entre 12:00 (LT) de03/10/2005 e 12:00 (LT) de 04/10/2005 sobre São João do Cariri.As linhas sólidas verticais indicam o horário de observação dafrente mesosférica e as linhas horizontais delimitam a base e o topodo ducto apresentado na Figura 6.11.212

A Figura 6.11a mostra a ocorrência de um intenso cisalhamento no vento zonalentre 21:00 e 23:30 (LT) (linhas sólidas verticais) resultante da atuação damaré semi-diurna. Em 81 km o vento foi de -40 ms -1 , mudando para -20 ms -1em 84 km, até que em 88 km o vento foi praticamente nulo. Acima deste nível ovento zonal passou a soprar para leste exibindo velocidades de 20 ms -1 em ~91km, 40 ms -1 em ~93 km, até atingir um máximo de 70 ms -1 em ~97km.A Figura 6.11b também mostra a ocorrência de um cisalhamento no ventomeridional no horário de observação da frente mesosférica, entre 21:00 e 23:30(LT) (linhas sólidas verticais), porém menos intenso do que o do vento zonal.Neste horário, o vento meridional apresentou uma mudança de direção deescoamento em ~90 km de altura, acima e abaixo do qual a velocidade dovento atingiu valores de 30 ms -1 e -40 ms -1 , respectivamente.Como a frente mesosférica se propagou aproximadamente na direção zonal, ográfico da variação noturna do vento na direção de propagação da onda,mostrado na Figura 6.12a, apresenta as mesmas características do vento zonal(Figura 6.11a). Os ventos na direção de propagação da onda foram em geral~10 ms -1 menos intensos do que o vento zonal, e a altura na qual o ventomudou de direção foi entre 90 e 88 km no horário de propagação da frente deonda (linhas sólidas verticais).Esta variação do vento na direção de propagação da frente mesosférica teveforte influência na condição de propagação da onda. A Figura 6.12b mostra quea atuação da maré semi-diurna na direção de propagação da onda provocouum intenso cisalhamento de vento na região de 91 a 95 km de altura, entre21:00 e 23:30 (LT), ou seja, no horário em que foi observada a frentemesosférica.213

Vento na Direção da OndaCariri – 3 - 4/10/2005Altitude (km)a)Gradiente do Vento na Direção da OndaCariri – 3 - 4/10/2005Altitude (km)b)Hora LocalFigura 6.12 - Variação temporal a) do perfil de vento e b) do gradiente de ventona direção de propagação da frente mesosférica medidos comradar meteórico entre 12:00 (LT) de 03/10/2005 e 12:00 (LT) de04/10/2005 sobre São João do Cariri. As linhas sólidas verticaisindicam o horário de observação da frente mesosférica e as linhashorizontais delimitam a base e o topo do ducto.Como a frente mesosférica começou a sofrer dissipação a partir das ~22:45(LT) (ver Figura 6.10), para desaparecer completamente às ~23:30 (LT),praticamente ao zênite, pode-se considerar que a dissipação da frentemesosférica esteve relacionada com uma região de instabilidade dinâmica.Esta instabilidade dinâmica teria sido provocada pelo intenso cisalhamento de214

vento desenvolvido na altura do ducto, e na região do céu entre o zênite e ohorizonte a leste.Concorda com esta hipótese a sondagem realizada pelo satéliteTIMED/SABER que aponta uma instabilidade atmosférica em torno de 93 km,como pode ser notado partir dos valores negativos dee do decréscimo datemperatura potencial dentro do ducto (Figuras 6.10a e 6.10b). Assim, umaumento no cisalhamento de vento também em torno de 93 km (Figura 6.12b)simultaneamente a uma diminuição da estabilidade estática se configura nomecanismo ideal para a geração de instabilidades dinâmicas na atmosfera, jáque o número de Richardson é dado por (BEER 1974):2NR i2N=⎛ ∂U⎞⎜⎟⎝ ∂ z ⎠2De fato, entre 91 e 95 km foram medidos números de Richardson muitomenores que 1, o que explica o fato da frente mesosférica junto com seu tremde ondas terem sido destruídos rapidamente às 23:30 (LT).Outro fato que suporta a hipótese de uma atmosfera dinamicamente instávelentre o zênite e o horizonte a leste do observatório, foi a observação de ripples,(Figura 6.9) durante a propagação da frente de onda entre o horizonte a oestee o zênite, e também após a sua destruição. Esta ocorrência de ripples após adestruição de uma frente mesosférica também foi reportada por She et al.(2004). Neste trabalho, os autores acompanharam a destruição do trem deondas associado a uma frente mesosférica, e propuseram que esta destruiçãoindicou a transição de uma pororoca ondular em pororoca turbulenta, comoprevisto pelo modelo de Dewan e Picard (1998).215

No caso de 3/10/2005 não se pode afirmar que houve tal transição, já que apósas 23:00 (LT) não se observou a permanência de uma frente ainda queturbulenta. Entretanto, na discussão de seus resultados She et al. (2004)mostraram que no momento da transição da pororoca ondular em pororocaturbulenta o número de Richardson dentro do ducto foi menor que 0,25, ouseja, a pororoca sofreu um processo de instabilidade dinâmica. Após atransição She et al. (2004) também observaram a ocorrência de ripples nasimagens de airglow corroborando a hipótese da instabilidade. Assim, estasobservações de She et al. (2004) suportam a hipótese de que a frentemesosférica de 03/10/2005 foi destruída por um processo de instabilidadedinâmica que estaria presente durante toda a noite na região do céu a leste doobservatório.Finalmente, Fechine (2004) e Fechine et al. (2005) já haviam observado frentesmesosféricas com evidência de dissipação sobre São João do Cariri, PB,entretanto, devido a indisponibilidade de dados de vento e de temperatura nãofoi possível analisar o ambiente atmosférico no qual estas dissipaçõesocorreram. Assim, o caso de 03/10/2005 constitui a primeira observação dedestruição de frente mesosférica por instabilidade dinâmica registrada sobreSão João do Cariri, PB na qual foi possível se investigar em detalhes ascondições de temperatura e de vento subjacentes ao fenômeno.6.3.5 Principais Conclusões do Caso de 03/10/2005Em 3 de outubro de 2005, durante a campanha SpreadFEX, foi observada umadissipação de frente mesosférica nas camadas de emissão do OH e do OI5577sobre São João do Cariri, PB. Os principais resultados desta observação foramos seguintes:− Uma forte atuação da maré semi-diurna provocou um cisalhamento devento na mesosfera que deu origem a um ducto Doppler dentro do quala frente mesosférica se propagou;216

− Foram observadas condições atmosféricas distintas no céu de São Joãodo Cariri, na noite do evento. Entre o horizonte oeste e o zênite apropagação da frente mesosférica foi permitida, enquanto entre o zênitee o horizonte leste a ocorrência de ondas de gravidade transientes(ripples) sugere a presença de uma condição de instabilidade dinâmica;− O aumento do cisalhamento de vento provocou instabilidades dinâmicasque resultaram na destruição da frente mesosférica junto com o trem deondas.6.4 O Caso de 02/11/2005: Geração de uma Frente Mesosférica6.4.1 IntroduçãoNa tentativa de explicar a observação da pororoca mesosférica reportada porTaylor et al. (1995a) durante a campanha ALOHA-93, Dewan e Picard (1998)questionaram sobre que fenômeno seria responsável pela existência do ductodentro do qual uma pororoca se propagaria na mesosfera. Para responder aesta questão, Dewan e Picard (1998) consideraram a observação de umacamada de inversão de temperatura realizada por Dao et al. (1995) tambémdurante a campanha ALOHA-93, que configuraria um ducto capaz de suportaruma pororoca mesosférica.Para explicar o aumento localizado da temperatura dentro da camada deinversão reportada por Dao et al. (1995), Huang et al. (1998) sugeriram ummecanismo envolvendo a interação de ondas de gravidade com o vento médio,incluindo a componente de maré, isto a um nível crítico. Esta interaçãoprovocaria a deposição de momentum, acelerando o vento médio resultandoem turbulência e subseqüente aquecimento, e formação da camada deinversão.217

Baseado nestes trabalhos, Dewan e Picard (2001) apresentaram um modelomatemático propondo que o mesmo mecanismo de geração da camada deinversão de temperatura poderia atuar também como gerador de pororocasmesosféricas. Segundo este modelo, a interação de ondas de gravidade comum nível crítico provocaria uma deposição de momentum numa estreita faixade altitudes, para um elemento de fluido local dentro do ducto, formado pelacamada de inversão. Isso ocorreria devido a presença de uma divergência defluxo de momentum a um nível crítico (LINDZEN, 1990).Ainda segundo Dewan e Picard (2001), a divergência do fluxo de momentumpoderia ser decorrente tanto de ondas de gravidade de uma fonte similaràquela que foi responsável pela criação da camada de inversão, como de umaoutra fonte diferente. Com a deposição de momentum, o vento médio seriaacelerado gerando uma frente de onda por um processo de auto-crescimento(STOKER 1948, 1957).Assim, como as condições de formação de frentes mesosféricas permanecemainda pouco conhecidas, será apresentado nesta seção um estudo de caso deformação de frente de onda sobre São João do Cariri, PB, durante a campanhaSpreadFEX.Na Seção 6.4.2 serão descritas as observações de airglow na noite de 2 denovembro de 2005. Na Seção 6.4.3 serão apresentadas as condições detemperatura e de vento mesosféricos durante o evento. Na Seção 6.4.4 asobservações serão confrontadas com o mecanismo de geração de pororocaproposto por Dewan e Picard (1998, 2001). E, na Seção 6.4.5 os principaisresultados deste estudo de caso serão sumarizados.6.4.2 A Frente Mesosférica de 02/11/2005Na noite de 2 de novembro de 2005, durante a campanha SpreadFEX, foiobservada a formação e subseqüente destruição de uma frente mesosférica218

sobre São João do Cariri, PB. As Figuras 6.13a e 6.13b mostram sucessivasimagens do evento na emissão do OI5577 e do OH, respectivamente.O5O5O5frentefrentea)18:44 (LT)OH20:05 (LT)OH20:14 (LT)OHfrentefrentebandabandabandab)18:44 (LT)20:06 (LT)20:15 (LT)Figura 6.13 – Imagens na emissão a) do OI5577 e b) do OH mostrando aformação de uma frente mesosférica (linha sólida) em 2 denovembro de 2005 sobre São João do Cariri, PB. A seta paranoroeste indica a direção de propagação da frente de onda emambas as emissões. Os círculos nas imagens do OI5577 indicam apresença de ripples (linhas tracejadas) e as setas para leste e parasudeste nas imagens do OH indicam a presença de bandas. Asfaixas escuras na direção norte-sul das imagens do OI5577 às20:05 e 20:14 (LT) indicam a ocorrência de bolhas de plasma naionosfera.Entre 19:30 e 20:30 (LT) da noite de 2 de novembro de 2005 foi observadosobre São João do Cariri um evento com fortes evidências de se tratar de umaformação seguida de uma destruição de uma frente mesosférica. A observaçãofoi realizada a partir de imagens de airglow nas emissões do OI5577 e do OH,sob condições de céu limpo, e a noite também apresentou uma alta atividadede ondas de gravidade.219

No início da noite, em torno das 18:44 (LT) se observou bandas no OH e noOI5577 se propagando para leste a uma velocidade observada de 37 ms -1 , comcomprimento de onda de 32 km e período observado de 14 min. Ainda no inícioda noite até a formação da frente de onda foram observados ripplespropagando-se para norte com uma velocidade observada de 20 ms -1 , comcomprimento de onda de 21 km e período observado de 17 min, porém apenasno OI5577. Às 19:30 (LT) foi observada a formação de uma frente de ondasolitária que se apresentou clara na emissão do OH e escura na emissãoOI5577 simultaneamente, tal como é mostrado nas Figuras 6.13a e 6.13b. Afrente mesosférica se deslocou na direção de 313º de azimute com umavelocidade de fase observada bastante reduzida de ~2 ms -1 , porém com ~27ms -1 de velocidade intrínseca. Como apenas uma frente de onda solitária foiobservada, não há sentido físico no cálculo de um comprimento de onda e deum período para este evento. Durante a formação da frente mesoféricatambém foram observadas bandas se propagando para a direção sudeste comuma velocidade observada de 37 ms -1 , um comprimento de onda de 25 km eum período observado de 11 min.As imagens de airglow também mostraram que às 20:30 (LT) surgiu outrabanda no horizonte à noroeste, alinhada a frente mesosférica, que se propagoupara a direção sudeste, ou seja, em direção oposta a frente mesosférica, comuma velocidade intrínseca de 63 ms -1 , um comprimento de onda horizontal de31 km e um período intrínseco de 8 min. Durante a propagação, esta bandapassou pela frente de onda, culminando na destruição desta última.6.4.3 Ambiente Mesosférico na Noite de 02/11/2005Para a investigar as condições do ambiente no qual a frente mesosférica foigerada e sofreu uma rápida destruição foram utilizadas medidas simultâneasde vento obtidas com radar meteórico, além de perfis de taxa de emissãovolumétrica da emissão do OH em 1,6 μm e de temperatura cinética obtidoscom o satélite TIMED/SABER. A Figura 6.14 apresenta os gráficos dos perfis220

de temperatura cinética e potencial, do quadrado da freqüência de Brünt-Väisälä, do vento na direção de propagação da onda, do número e docomprimento de onda verticais, além dos perfis das taxas de emissãovolumétrica normalizadas do OH em 1,6 μm, do O 2 (0,1) e do OI5577.θ (x 10 4 K)Brünt - VäisälaVentoλ z(km)Airglowa) b) c) d) e)T (K) N 2 (x 10 -4 s -2 ) Vento (m/s) m 2 (x 10 -7 m -2 ) VER normal.Figura 6.14 - a) Perfil de temperatura cinética (linha sólida) medido com osatélite TIMED/SABER em 2/11/2005 sobre São João do Cariri erespectivo perfil de temperatura potencial (linha pontilhada). Aslinhas tracejadas representam a taxa de queda adiabática datemperatura. b) Perfil da freqüência de Brünt-Väisälä. c) Perfil dovento na direção de propagação da onda medido às 20:00 (LT) comradar meteórico (linha sólida). A linha pontilhada é a velocidade defase da onda. d) Perfis do número de onda vertical ( m 2) (linhasólida) e do comprimento de onda vertical (λ z ) (linha pontilhada). e)Perfis verticais das taxas de emissão volumétrica normalizadas(VER) do OH em 1,6 μm (linha sólida) medido pelo satéliteTIMED/SABER e do O 2 (0,1) (linha tracejada) e OI5577 (linhapontilhada) calculados com o modelo MSIS-90 e com umrebaixamento de 3km na concentração de O. As linhas sólidashorizontais que cortam os cinco gráficos delimitam a base e o topodo ducto.221

Na Figura 6.14a observa-se o perfil de temperatura (linha sólida) obtido pelosatélite TIMED/SABER na coordenada de ponto tangente médio de (16,5º S;28,3º O) às 18:43 (LT) no dia 2/11/2005, ou seja, 45 minutos antes do evento.A partir deste perfil de temperatura foi calculado o perfil de temperaturapotencial (linha pontilhada). As linhas tracejadas representam a taxa de quedaadiabática da temperatura. Observa-se na Figura 6.14a a ocorrência de umaestreita camada de inversão de temperatura entre 95 e 98 km. Embora estacamada de inversão não satisfaça ao critério de espessura mínima de 4 kmestabelecido por Fechine et al. (2007) para caracterizar as MILs sobre SãoJoão do Cariri, sua ocorrência é relevante na discussão do mecanismo degeração da frente de onda na Seção 6.4.4. Nota-se ainda na Figura 6.14a quea MIL definiu uma faixa de alta estabilidade estática entre 95 e 98 km,representada pelo aumento no gradiente vertical da temperatura potencial(linha pontilhada) e pela região deFigura 5.14b).2Ncom valores de ~10 -3 s -2 (linha sólida naA Figura 6.14c apresenta um perfil de vento bastante singular na noite doevento. Enquanto acima de 95 km de altura o vento soprava na direção opostada frente de onda, atingindo velocidades de até -50 ms -1 , abaixo de 95 km ovento apresentou velocidades iguais ou maiores que a velocidade de fase dafrente mesosférica. Isto significa que abaixo de 95 km o vento estabeleceu umaregião de filtragem para ondas com velocidade menor que o máximo local, quefoi de ~50 ms -1 . A Figura 6.14d reflete este comportamento peculiar do ventoao apresentar uma região de ducto no perfil de(linhas sólidas horizontais)entre 95 e 98 km sobreposta à região de filtragem, abaixo de 95 km.m 2Já a Figura 6.14e apresenta a baixa taxa de emissão volumétrica canalizadapor este ducto tanto na camada do OH (1%), quanto na camada do OI5577(11%), o que explica a aparência tênue da frente de onda nas imagens deairglow. Além disso, como o ducto se localizou acima dos picos de emissão doOH e do OI5577 e a frente de onda apresentou um efeito claro-escuro,222

espectivamente, nestas camadas, então este efeito não é previsto pelo modelode Dewan e Picard (1998), segundo o qual a frente deveria se apresentar claraem ambas as emissões.Além disso, para auxiliar futuros estudos de modelagem e simulação de frentesmesosféricas são apresentados na Tabela 6.4 os principais parâmetros físicosmedidos dentro do ducto.Tabela 6.4 - Parâmetros físicos observados dentro do ducto da frentemesosférica de 2 de novembro de 2005.T θ N 2 u m 2 λ z(K) (K) (x10 -4 s -2 ) (ms -1 ) (x10 -8 m -2 ) (km)Mínimo 187,7 11.241 0,5 -41,7 3,3 1,3Máximo 210,9 14.478 9,9 -2,1 57,0 5,5Médio 201,2 12.963 8,5 -24,9 24 2,9Devido a peculiaridade no perfil de vento observado na noite do evento se feznecessário investigar a variação temporal do vento mesosférico. A Figura 6.15apresenta a variação temporal dos perfis de vento zonal e meridional medidoscom radar meteórico entre 12:00 (LT) de 02/11/2005 e 12:00 (LT) de03/11/2005 sobre São João do Cariri, PB.Observa-se na Figura 6.15a que o vento zonal apresentou um máximo de 20 a30 ms -1 na altura do ducto, porém sem apresentar um cisalhamento tão grandequanto o vento meridional (Figura 6.15b). Esta baixa intensidade do ventozonal (0 a 30 ms -1 ) explica a observação das bandas no início da noite sepropagando para leste com uma velocidade de 37 ms -1 , ou seja, ondas que nãosofreram filtragem pelo vento zonal. Já na Figura 6.15b observa-se uma forteatuação da maré semi-diurna no vento meridional, fazendo com que o máximode velocidade de vento registrado, entre 60 e 70 ms -1 , ocorresse em torno das19:30 (LT), ou seja, no horário de formação da frente mesosférica. Estaatuação da maré semi-diurna intensificando o vento meridional sobre São Joãodo Cariri também foi reportada por Lima et al. (2006) e Buriti et al. (2007).223

Vento Zonal – Cariri – 2 - 3/11/2005Altitude (km) Altitude (km)a)Vento Meridional – Cariri – 2 - 3/11/2005b)Hora LocalFigura 6.15 - Variação temporal dos perfis de a) vento zonal e de b) ventomeridional medidos por radar meteórico entre 12:00 (LT) de01/11/2005 e 12:00 (LT) de 02/11/2005 sobre São João do Cariri,PB. As linhas sólidas horizontais delimitam a base e o topo doducto e as linhas sólidas verticais indicam o horário de observaçãoda frente mesosférica.A Figura 6.16 apresenta a variação temporal do perfil de vento na direção depropagação da frente mesosférica e o gradiente vertical deste vento entre12:00 (LT) de 02/11/2005 e 12:00 (LT) de 03/11/2005. Observa-se em 6.16aque, embora o vento na direção de onda se apresentasse de forma geralmenos intenso do que o vento meridional é clara a assinatura da maré semidiurnaprincipalmente no horário de observação da frente mesosférica e na224

altura do ducto (linhas sólidas verticais e horizontais, respectivamente). Já ogradiente vertical do vento na direção de propagação da frente de ondaapresenta um forte cisalhamento, cerca de -25 m/s/km, coincidindo com aformação da frente mesosférica, às 19:30 (LT) entre 95 e 98 km. Ainda quetenha diminuído para -5 m/s/km às 21:30 (LT), este cisalhamento foi o maisforte registrado na mesosfera, na noite do evento.Vento na Direção da OndaCariri – 2 - 3/10/2005Altitude (km)a)Gradiente do Vento na Direção da OndaCariri - 2 - 3/11/2005Altitude (km)b)Hora LocalFigura 6.16 - Variação temporal a) do perfil de vento e b) do gradiente de ventona direção de propagação da frente mesosférica medidos comradar meteórico entre 12:00 hs (LT) de 02/11/2005 e 12:00 hs (LT)de 03/11/2005 sobre São João do Cariri, PB. As linhas sólidasverticais indicam o horário de observação da frente mesosférica eas linhas horizontais delimitam a base e o topo do ducto.225

Este forte cisalhamento de vento pode ter gerado os ripples detectados noOI5577 antes da formação da frente de onda. Esta hipótese é plausível devidoa três importantes evidências: a primeira é que os ripples foram observados naemissão do OI5577 e não no OH, o que indica que a sua geração deve ter sidolocal e acima da camada do OH; a segunda evidência é que o cisalhamento devento se localizou bem acima (~94 km, ver Figura 6.16b) do pico de emissãodo OH (~84 km, ver Figura 6.14); e a terceira evidência é que os ripplesapresentaram uma velocidade de fase de 20 ms -1 , ou seja, bem menor que avelocidade do vento, entre 60 e 70 ms -1 , medida abaixo de 94 km, de formaeles só seriam observados no OI5577 se tivessem sido gerados pelocisalhamento e se tivessem se propagado para cima, caso contrário, se osripples tivessem se propagado para baixo teriam sido absorvidos pela regiãofiltrante.Estas observações de uma região de filtragem de ondas abaixo do ducto e deuma alta atividade de ondas de gravidade na noite de 2/11/2005, além dageração de ondas localmente por cisalhamento de vento compõem o cenáriofísico de formação da frente mesosférica que será discutido na Seção 6.4.4 aseguir.6.4.4 As Condições de Geração da Frente MesosféricaObserva-se na Figura 6.14c que entre 81 e 92 km foi configurada uma regiãode filtragem de ondas que se deslocassem para noroeste a uma velocidademenor que ~50 ms -1 . Isto significa que esta região de bloqueio pode terdesempenhado um importante papel na absorção de ondas de gravidade, econseqüentemente, na aceleração do vento médio na noite do evento. Isto éplausível pois, nesta noite, só foram observadas bandas se propagando paraleste e sudeste, e principalmente, porque a maioria das ondas de gravidadeobservadas em São João do Cariri apresentam velocidades menores que 50226

ms -1 (MEDEIROS et al. 2007), ou seja, estão sujeitas a filtragem por este perfilde vento.Acima da região de filtragem, em torno de 95 km, observa-se a ocorrência deum nível crítico na base do ducto dentro do qual a frente de onda se formou.Um nível crítico é definido teoricamente como a altura onde a velocidade dovento se iguala a velocidade de fase da onda, fazendo com que m tenda aoinfinito. Observa-se na Figura 6.14d que o valor deem 95 km não tende aoinfinito pelo fato do perfil de vento se tratar de uma função discreta, commedidas interpoladas a cada quilômetro. Ao se reproduzir o perfil de vento comuma interpolação a cada 100 m, por exemplo, pode-se verificar que o valor de2maumenta consideravelmente em 95 km, de forma que o perfil de2m2mexperimental (função discreta) reproduz o comportamento do perfil deteórico (função contínua) apresentando um nível crítico.2mComo foi discutido na Seção 4.7.2, próximo ao nível crítico, a contribuição dotermo de2Né consideravelmente maior, se equivalendo em ordem degrandeza ao termo do vento (10 -8 para ambos) na relação de dispersão. Jápara o topo do ducto, em torno de 98 km, o termo da derivada segunda dovento dominou o resultado do2m, ou seja, o vento dominou a configuração doducto nesta região. Isto significa que na noite de 2/11/2005, no horário deformação da frente de onda, foi observado um ducto onde as condições detemperatura exerceram tanta influência quanto o vento, configurando assim umducto dual, i.e. um ducto térmico e Doppler.Esta observação de formação de frente de onda dentro de um ducto nasproximidades de um nível crítico e acima de uma região de filtragem de ondasconcorda com o mecanismo físico proposto por Dewan e Picard (1998, 2001)para explicar a geração de pororocas mesosféricas que foi apresentado naSeção 6.4.1.227

Segundo Huang et al. (1998) a deposição de momentum e energia devido ainteração entre ondas de gravidade e nível crítico pode explicar a formação decamadas de inversão de temperatura na mesosfera, tal como a camadaobservada na noite de 2 de novembro de 2005 entre 95 e 98 km que exibiuuma amplitude de 27 K, e se localizou logo acima da região filtrante. Alémdisso, também se observou um intenso cisalhamento no vento meridional naaltura e no horário da frente mesosférica, associado com a atuação da marésemi-diurna, associação esta que também foi proposta por Huang et al. (1998)para explicar a formação de camadas de inversão de temperatura.Baseados no trabalho de Huang et al. (1998), Dewan e Picard (1998, 2001)propuseram então que o mesmo mecanismo de interação entre ondas degravidade e nível crítico também poderia explicar a formação de pororocasmesosféricas. Segundo Dewan e Picard (1998, 2001) esta interação provocariauma deposição de momentum e energia que se configuraria num forçanteadequado para acelerar o vento básico de forma a favorecer o autocrescimentode uma frente de onda numa região de ducto. Estas sãoexatamente as evidências observacionais verificadas para o ambientemesosférico na noite de 2/11/2005, quando a região filtrante entre 83 e 95 km,pode ter desempenhado um importante papel na absorção de ondas degravidade, que teriam acelerado o vento médio, culminando com a formação dafrente de onda observada nas imagens de airglow.Desde a proposta do modelo de Dewan e Picard (1998, 2001) apenas otrabalho de Smith et al. (2005) reportou um caso de possível formação defrente mesosférica. Baseados em imagens de airglow e medidas detemperatura obtidas com radar de laser, Smith et al. (2005) apresentaramevidências da formação de uma pororoca mesosférica a partir da quebra deuma extensa onda de gravidade simultaneamente a observação de uma fortecamada de inversão de temperatura. Os autores sugeriram que quando a ondade gravidade dissipou a pororoca foi gerada, aparentemente devido adeposição de momentum e energia pela onda original na região de ducto228

térmico. Entretanto, como os autores não dispunham de medidas de vento namesosfera, não foi possível um estudo detalhado das condições de propagaçãoda frente de onda na noite do evento de forma que pudesse ser comparadocom as evidências verificadas no caso de 2/11/2005.Finalmente, com relação a interrupção no desenvolvimento da frente de onda,as observações de airglow sugerem que tenha ocorrido uma interação destafrente recém-formada com a banda que se propagou na direção oposta, comaproximadamente o dobro da velocidade. Esta interação entre a banda e afrente mesosférica pode ter provocado uma desestabilização nodesenvolvimento da frente de onda, cuja propagação ocorre sob um regimenão linear que é suscetível a mudanças no ambiente. Entretanto, apenas emfuturos estudos mais detalhados de interação entre frentes mesosféricas eoutros tipos de ondas de gravidade será possível se esclarecer melhor estaquestão.6.4.5 Principais Conclusões do Caso de 02/11/2005Em 2 de novembro de 2005, durante a campanha SpreadFEX, foi observadauma formação de frente mesosférica nas camadas de emissão do OH e doOI5577 sobre São João do Cariri, PB. Os principais resultados destaobservação foram os seguintes:− Foi observada uma forte atuação da maré semi-diurna na configuraçãode um cisalhamento de vento no horário e na altura de observação dafrente mesosférica, o que concorda com observações anteriores docomportamento da maré semi-diurna sobre São João do Cariri (LIMA etal. 2006; BURITI et al. 2007.);− Também foi observada a ocorrência de uma camada de inversão detemperatura simultaneamente ao cisalhamento de vento, o queestabeleceu um ducto dual, dentro do qual a frente mesosférica foi229

gerada, consistindo na primeira observação deste tipo a ser reportadana literatura;− As observações da localização do ducto com relação aos picos deemissão do OH e do OI5577 demonstraram que a frente de ondaapresentou um efeito de complementaridade não previsto pelo modelode Dewan e Picard (1998);− As observações sugerem que a interação entre ondas de gravidade euma região de filtragem logo abaixo do ducto pode ter desempenhadoum importante papel na formação da camada de inversão e na própriageração da frente mesosférica, tal como prevê o modelo de Dewan ePicard (1998, 2001).6.5 O Caso de 13/08/2005: Frentes Mesosféricas Simultâneas6.5.1 IntroduçãoNesta seção será discutido um caso de ocorrência simultânea de duas frentesmesosféricas se propagando quase perpendicularmente uma em relação aoutra. A Seção 6.5.2 descreverá as observações de airglow destas frentes deonda, enquanto a Seção 6.5.3 apresentará as condições de temperatura e devento mesosféricos durante os eventos. Na Seção 6.5.4 as condiçõespeculiares de propagação de ambas as frentes de onda serão discutidas ecomparadas com as previsões do modelo de Dewan e Picard (1998, 2001). NaSeção 6.5.5 os principais resultados deste estudo de caso serão sumarizados.6.5.2 As Frentes Mesosféricas de 13/08/2004No início da noite de 13 de agosto de 2004, durante uma observação rotineirado nightglow através de um imageador all sky foram observadas duas frentesmesosféricas propagando-se simultaneamente sobre São João do Cariri, PB.As Figuras 6.17a, 6.17b e 6.17c mostram a estrutura destas duas frentes de230

onda e suas direções de propagação (indicadas pelas setas) nas imagens daemissão do OH, do O 2 e do OI5577, respectivamente.Imagens All Sky - Cariri - 13/08/2004OHO2OI5577a)b)19:11 (LT) 19:08 (LT) 19:10 (LT)c)Figura 6.17 – Imagens na emissão a) do OH, b) do O 2 e c) do OI5577mostrando duas frentes mesosféricas propagando-sesimultaneamente na noite de 13 de agosto de 2004 sobre São Joãodo Cariri, PB. As setas para sudeste e para nordeste indicam asdireções de propagação destas ondas.A primeira frente mesosférica se propagou para sudeste, na direção de 148º, auma velocidade de fase observada de ~49 ms -1 , uma velocidade intrínseca de~31 ms -1 , um comprimento de onda de ~50 km e um período intrínseco de ~27min. Já a segunda frente mesosférica se propagou para nordeste, na direçãode 47º, a uma velocidade de fase observada de ~40 ms -1 , uma velocidadeintrínseca de ~102 ms -1 , um comprimento de onda de ~51 km e um períodointrínseco de ~8 min. Embora tenham ocorrido nuvens esparsas durante aobservação foi possível verificar que a noite apresentou uma baixa atividadeondulatória.A primeira frente de onda (SE) foi acompanhada até as 20:30 (LT), quanto estajá apresentava indícios de dissipação. Já para segunda frente de onda (NE)foram observados indícios de dissipação um pouco antes das 20:00 (LT).Ambas as frentes de onda se propagaram de horizonte para horizonte eapresentaram trem de ondas.231

Foi observado o surgimento de três cristas seguindo a primeira frente (SE),enquanto para a segunda frente (NE) já foi observado o trem de ondas formadoexibindo duas cristas. De acordo com o modelo de Dewan e Picard (1998,2001) isto significaria que a primeira frente de onda (SE) teria sido gerada àmenos de 1 hora de sua observação, já que o modelo prevê uma taxa deadição de cristas ao trem da ordem de 2 a 3 cristas por hora. Já para o caso dasegunda frente (NE), como não foi observado o surgimento de cristas, mas otrem já estava formado, é plausível supor que o evento teria sido gerado hámais tempo, dependendo da eficiência do ducto, a algumas horas. Entretanto,apenas a análise das condições de temperatura e de vento mesosféricos nanoite dos eventos pode esclarecer esta questão.Outra característica apresentada por este evento foi o distinto efeito produzidopor cada frente mesosférica na mesma camada de airglow, istosimultaneamente. Já era sabido na literatura que frentes mesosféricaspoderiam produzir efeitos opostos de claro ou escuro em camadas distintas(TAYLOR et al., 1995a; SMITH et al., 2003; FECHINE, 2004; MEDEIROS et al.,2005). Entretanto, esta é a primeira vez em que efeitos distintos sãoobservados nas mesmas camadas de emissão simultaneamente.Enquanto a primeira frente (SE) se apresentou clara na emissão do OH, asegunda frente (NE) se apresentou escura, como pode ser visto na Figura6.17a. Já na Figura 6.17b nota-se que ambas as frentes apresentaram-seescuras tanto na emissão do O 2 , quanto na emissão do OI5577. Estasobservações têm profundas implicações na modelagem da resposta dascamadas de airglow à ondas canalizadas, e especialmente no caso de frentesmesosféricas. Por esta razão isto será melhor discutido na Seção 6.5.3 aseguir.6.5.3 Ambiente Mesosférico na Noite de 13/08/2004232

Para a investigar as singulares condições do ambiente no qual estas frentesmesosféricas ocorreram foram utilizadas medidas simultâneas de vento obtidascom radar meteórico, além de perfis de taxa de emissão volumétrica daemissão do OH em 1,6 μm e de temperatura cinética obtidos com o satéliteTIMED/SABER.A Figura 6.18 e 6.19 apresentam para as duas frentes de onda (para SE e NE,respectivamente) os gráficos dos perfis de temperatura cinética e potencial, doquadrado da freqüência de Brünt-Väisälä, do vento na direção de propagaçãode cada onda, do número e do comprimento de onda verticais, além dos perfisdas taxas de emissão volumétrica normalizadas do OH em 1,6 μm, do O2 (0,1)e do OI5577.O perfil de temperatura (linha sólida) nas Figuras 6.18a e 6.19a é o mesmo efoi obtido pelo satélite TIMED/SABER na coordenada de ponto tangente médiode (16,9º S; 34,4º O) às 19:26 (LT) no dia 2/11/2005, ou seja, no horário deobservação das frentes mesoféricas. A partir deste perfil de temperatura foicalculado o perfil de temperatura potencial (linha pontilhada). As linhastracejadas representam a taxa de queda adiabática da temperatura.Observa-se na Figura 6.18a um aumento na temperatura da mesosfera quepassou de 180 K em torno de 82 km, para cerca de 203 K em 91 km. Esteaumento na temperatura mesosférica implicou num forte gradiente detemperatura potencial nesta região, e, conseqüentemente numa faixa deconsiderável estabilidade, ~6 x 10 -4 s -2 , centrada em torno de 91km de altura,como é mostrado na Figura 6.18b.Já a Figura 6.19a apresenta um forte decréscimo na temperatura em torno de96 km de altura, o que implicou num gradiente negativo da temperaturapotencial e uma flutuação na estabilidade estática (Figura 6.19b) queapresentou valores negativos em ~95 km e valores positivos (~6 x 10 -4 s -2 ) emtorno de 98 km.233

Condições Atmosféricas para a Frente Mesosférica Propagando-se para Sudesteθ (x 10 4 K)λBrünt - Väisäla Ventoz(km)Airglowa) b) c) d) e)T (K) N 2 (x 10 -4 s -2 ) Vento (m/s) m 2 (x 10 -7 m -2 ) VER normal.Figura 6.18 – Condições do ambiente mesosférico para a frente de ondapropagando-se para sudeste. a) Perfil de temperatura cinética(linha sólida) medido com o satélite TIMED/SABER em 13/08/2004sobre São João do Cariri e respectivo perfil de temperaturapotencial (linha pontilhada). As linhas tracejadas representam ataxa de queda adiabática da temperatura. b) Perfil do quadrado dafreqüência de Brünt-Väisälä. c) Perfil do vento na direção depropagação da onda medido às 18:00 (LT) com radar meteórico(linha sólida). A linha pontilhada é a velocidade de fase da onda. d)2Perfis do número de onda vertical ( m ) (linha sólida) e docomprimento de onda vertical (λ z ) (linha pontilhada). e) Perfisverticais das taxas de emissão volumétrica normalizadas (VER) doOH em 1,6 μm (linha sólida) medido pelo satélite TIMED/SABER edo O 2 (0,1) (linha tracejada) e OI5577 (linha pontilhada) calculadoscom o modelo MSIS-90 e com um rebaixamento de 9 km naconcentração de O. As linhas sólidas horizontais que cortam oscinco gráficos delimitam a base e o topo do ducto.234

Condições Atmosféricas para a Frente Mesosférica Propagando-se para Nordesteθ (x 10 4 K)λBrünt - Väisäla Ventoz(km)Airglowa) b) c) d) e)T (K) N 2 (x 10 -4 s -2 ) Vento (m/s) m 2 (x 10 -7 m -2 ) VER normal.Figura 6.19 – Idem a Figura 6.18 para o caso da frente de onda propagando-separa nordeste.A principal diferença na condição de propagação apresentada pelas Figuras6.18 e 6.19 está nos perfis de vento observados. Na Figura 6.18c nota-se que ovento apresentou um mínimo local, de ~15 ms -1 , em torno de 91 km, na direçãode propagação da primeira frente (SE). Enquanto na Figura 6.19c foi observadoum mínimo local de - 73 ms -1 , em torno de 96 km de altura, na direção opostada segunda frente de onda (NE). Este comportamento do vento configurou paraambos os eventos uma condição de propagação canalizada, mostrada nasFiguras 6.18d e 6.19d pelas linhas sólidas horizontais que delimitam o topo e abase do ducto. No caso da Figura 6.19d um segundo ducto centrado em 87 km,resulta de uma ligeira inflexão do perfil de vento, e por este ser praticamentelinear nesta altura, o ducto por ele estabelecido não é eficiente para suportarfrentes de onda, já que o2mapresenta valores bem próximos de zero. Outrofato interessante é que para os ductos de ambas as frentes, o termo do vento235

dominou o termo da temperatura em duas ordens de grandeza, o que significaque ambos os eventos foram suportados por ductos Doppler.As Figuras 6.18e e 6.19e também mostram diferenças na altitude do ducto comrelação aos picos das camadas de airglow entre as duas frentes mesosféricas.Na Figura 6.18e observa-se que o ducto da primeira frente de onda (SE) selocalizou acima do pico de emissão do OH (86 km), ligeiramente acima do picodo O 2 (87 km) e coincidente com pico do OI5577 (90 km), canalizando ~22%,~25% e ~34% da taxa de emissão volumétrica destas camadas,respectivamente. Neste caso, verifica-se que a primeira frente de onda (SE)exibiu o efeito de complementaridade claro-escuro-escuro entre as trêscamadas de emissão, constituindo na primeira observação da estrutura verticaldas camadas de airglow, junto com a localização do ducto de uma frentemesosférica que demonstram experimentalmente a ocorrência de efeitos decomplementaridade não previstos pelo modelo de Dewan e Picard (1998).Por outro lado, a Figura 6.19e mostra que o ducto da segunda frente de onda(NE) se localizou bem acima do pico de emissão das três camadas de emissãocanalizando apenas 5%, 8% e 15% da taxa de emissão volumétrica do OH, O 2e OI5577, respectivamente. Novamente, como para a segunda frente de onda(NE) o efeito de complementaridade entre as três camadas foi escuro-escuroescuro,e o ducto estava acima destas, esta observação também não concordacom o modelo de Dewan e Picard (1998), que prevê um efeito claro-claro-claronestas circunstâncias.Fechine (2004) e Medeiros et al. (2005) foram os primeiros a reportar aocorrência de efeitos de complementaridade não previstos pelo modelo deDewan e Picard (1998). Os autores estudaram as respostas camadas deemissão a partir de observações conduzidas em São João do Cariri, eassumindo as altitudes nominais das camadas de airglow. Entretanto, osautores já alertavam que apenas com uma acurada localização do ductosimultaneamente a medidas de perfil de airglow seria possível se demonstrar236

experimentalmente as suas observações, e esta, constitui exatamente acontribuição dos resultados do caso de 13/08/2004.A razão para os efeitos de complementaridade não previstos pelo modelo deDewan e Picard (1998) pode ser devido a diferentes respostas dastemperaturas rotacionais das camadas de airglow à perturbação da frentemesosférica (FECHINE, 2004; MEDEIROS et al., 2005). É sabido que as taxasde emissão volumétrica das camadas de airglow são bastante sensíveis avariações na temperatura. Além disso, Takahashi et al. (2004) mostraram quepara as emissões do OH e do O 2 as respostas das camadas a variações nadensidade e na temperatura são opostas, o que poderia ocorrer também com oOI5577. Portanto, um aumento na temperatura provocado pela frentemesososférica propagando-se para SE poderia explicar o efeito decomplementaridade claro-escuro-escuro observado entre as camadas. Já paraa frente mesosférica propagando-se para NE, a situação é um tanto maiscomplexa, pois o ducto localizou-se acima das três camadas, e embora seassuma que as respostas das camadas de OH e O 2 sejam distintas, as trêscamadas exibiram um efeito escuro a passagem da frente de onda. Destaforma, apenas com futuras simulações da perturbação de frentes de onda namesosfera que considerem a fotoquímica das camadas de airglow serápossível se esclarecer melhor esta questão. Finalizando a caracterização damesosfera na noite de 13 de agosto de 2004, são apresentados nas Tabelas6.5 e 6.6 os principais parâmetros físicos medidos dentro dos ductos das duasfrentes mesosféricas.Tabela 6.5 - Parâmetros físicos observados dentro do ducto da frentemesosférica propagando-se para SE em 13/08/2004.Parâmetros do Ducto da Frente Mesosférica Propagando-se para SudesteT θ N 2 u m 2 λ z(K) (K) (x10 -4 s -2 ) (ms -1 ) (x10 -8 m -2 ) (km)Mínimo 199,4 9.018 5,0 14,8 1,0 5,2Máximo 208,5 11.335 7,0 23,2 3,7 9,9Médio 203,4 10.113 5,8 17,9 2,9 6,3237

Tabela 6.6 - Parâmetros físicos observados dentro do ducto da frentemesosférica propagando-se para NE em 13/08/2004.Parâmetros do Ducto da Frente Mesosférica Propagando-se para NordesteT θ N 2 u m 2 λ z(K) (K) (x10 -4 s -2 ) (ms -1 ) (x10 -8 m -2 ) (km)Mínimo 182,5 11.613 -2,0 -73,5 1,3 3,1Máximo 209,4 12.709 7,1 -40,1 0,1 8,8Médio 191,6 11.918 2,1 -61,7 6,2 4,96.5.4 A Condição de Propagação das Frentes MesosféricasA Figura 6.20 apresenta a variação temporal dos perfis de vento zonal emeridional medidos com radar meteórico entre 12:00 (LT) de 13/08/2004 e12:00 (LT) de 14/08/2004 sobre São João do Cariri, PB.Observa-se na Figura 6.20a que o vento zonal apresentou velocidades entre -40 e -50 ms -1 na região do ducto da segunda frente de onda (linhas horizontaisem vermelho), e velocidades entre -20 e -50 ms -1 na região do ducto daprimeira frente de onda (linhas horizontais pretas). Já na Figura 6.20b observaseum forte gradiente no vento meridional na região do ducto da segunda frentede onda (linhas horizontais em vermelho), exibindo velocidades entre -10 e -50ms -1 . Com relação ao ducto da primeira frente de onda (linhas horizontaispretas) o vento meridional nesta região apresentou gradientes menos intensos,entre -40 e -50 ms -1 . Além disso, nota-se que no horário de observação dasfrentes mesosféricas ocorreu uma forte atuação da maré semi-diurna emambas as regiões de ducto, de maneira similar ao observado nos outros casos.Esta atuação da maré semi-diurna intensificando o vento mesosférico sobreSão João do Cariri já foi reportada em trabalhos anteriores (LIMA et al., 2006;BURITI et al., 2007).238

Vento Zonal – Cariri – 13 - 14/08/2004Altitude (km) Altitude (km)a)Vento Meridional – Cariri – 13 - 14/08/2004b)Hora LocalFigura 6.20 - Variação temporal dos perfis de a) vento zonal e de b) ventomeridional medidos com radar meteórico entre 12:00 (LT) de13/08/2004 e 12:00 (LT) de 14/08/2004 sobre São João do Cariri,PB. As linhas sólidas horizontais delimitam a base e o topo doducto da primeira frente de onda em preto e da segunda frente deonda em vermelho. As linhas sólidas verticais indicam o horário doevento.A Figura 6.21 apresenta a variação temporal dos perfis de vento e dosgradientes de vento na direção de propagação de cada frente de onda medidoscom radar meteórico entre 12:00 (LT) de 13/08/2004 e 12:00 (LT) de14/08/2004 sobre São João do Cariri, PB.Observa-se nas Figuras 6.21a e 6.21b que a pequena variação do vento naregião do ducto da primeira frente de onda (SE) e na sua direção de239

propagação se reflete nos baixos valores de cisalhamentos, entre -5 e 0m/s/km, registrados durante o evento. Já nas Figuras 6.21c e 6.21d nota-se umpouco mais de mudança no vento na direção de propagação da segunda frentede onda (NE), o que acarreta em valores de cisalhamentos verticais um poucomaiores entre -5 e 15 m/s/km.Cariri - 13 - 14/08/2005Vento na Direção SE (148 o ) Vento na Direção NE (47 o )Altitude (km)a)c)Gradiente na Direção SE (148 o )Gradiente na Direção NE (47 o )Altitude (km)b)d)Hora LocalHora LocalFigura 6.21 - Variação temporal a) do perfil de vento e b) do gradiente de ventona direção SE (148º). E variação temporal c) do perfil de vento e d)do gradiente de vento na direção NE (47º). Os ventos forammedidos com radar meteórico entre 12:00 (LT) de 13/08/2004 e12:00 (LT) de 14/08/2004 sobre São João do Cariri, PB. As linhassólidas verticais indicam o horário de observação das frentesmesosféricas e as linhas horizontais delimitam a base e o topo decada ducto, respectivamente.240

2A Figura 6.22 apresenta a variação temporal da condição de propagação ( m )de ambas as frentes de onda na noite do evento. Observa-se na Figura 6.22aum estreitamento na condição de ducto (região verde circundada por regiõesazuis, entre as linhas horizontais) em torno das 18:00 (LT). Este estreitamentedo ducto coincide com o horário presumido para a formação da primeira frentede onda, a partir da taxa de adição de cristas ao trem de ondas prevista pelomodelo de Dewan e Picard (1998).Além disso, a Figura 6.22a também mostra o desaparecimento da condiçãoevanescente no topo do ducto às 20:30 (LT), ou seja, no final da observação daprimeira frente de onda, quando as imagens de airglow sugeriram umadissipação. Na verdade, o que a Figura 6.22a sugere é que a condição decanalização definida pelas regiões evanescentes circundando o ducto foialterada, às 20:30 (LT), permitindo que a partir deste horário a frentemesosférica se propagasse livremente para cima, não mais sendo detectadapelo imageamento do airglow.Já na Figura 6.22b observa-se que a segunda frente de onda (NE) se propagounum ducto que já estava estabelecido há cerca de 5 horas (região verde alaranja entre as linhas horizontais). Esta condição de propagação corrobora aobservação da segunda frente mesosférica que não exibiu um surgimento decristas ao trem de ondas durante a sua observação, ou seja, seria de acordocom o modelo de Dewan e Picard (1998), uma frente de onda formada há maistempo.Novamente, para a segunda frente de onda, às 20:30 (LT) observa-se umaalteração na condição de canalização devido ao desaparecimento da regiãoevanescente, mas neste caso abaixo do ducto. Esta abertura inferior do ductopermite que a segunda frente de onda escape da canalização, e se propagapara baixo livremente, não sendo mais detectada pelo imageamento doairglow, o que nas imagens é notado como um desaparecimento da frentemesosférica.241

Variação do Perfil de m 2 para a Frente MesosféricaPropagando-se para Sudeste – Cariri – 13 - 14/08/2004a)Variação do Perfil de m 2 para a Frente MesosféricaPropagando-se para Nordeste – Cariri – 13 - 14/08/2004b)2Figura 6.22 - Variação temporal dos perfis de m normalizados para as frentemesosféricas propagando-se para a) sudeste e b) nordeste. Osperfis foram calculados entre 12:00 (LT) de 13/08/2004 e 12:00 (LT)de 14/08/2004 sobre São João do Cariri, PB. As linhas sólidasverticais apontam o horário de observação dos eventos e as linhassólidas horizontais delimitam a base e o topo de cada ducto,respectivamente.Vários casos de frentes mesosféricas têm sido reportados na literatura desde adescoberta de Taylor et al. (1995a). Estes casos incluem indícios de formaçãode frente por quebra de onda de gravidade (SMITH et al. 2005); profusão de242

frentes mesosféricas observadas na região equatorial (FECHINE et al. 2005),efeitos de complementaridade não previstos pelo modelo de Dewan e Picard(1998) (MEDEIROS et al. 2005), dentre outros.Entretanto, jamais foi reportado na literatura alguma observação de duasfrentes mesosféricas se propagando simultaneamente, sendo registradas emimagens de três camadas de airglow, OH O 2 e OI5577. Tal observação foirealizada durante uma operação rotineira do observatório em São João doCariri, PB, em 13 de agosto de 2004, e a análise da estrutura verticalmesosférica a partir de dados de imageador all sky, de radar meteórico e dosatélite TIMED/SABER contribui bastante no conhecimento das condições depropagação das frentes mesosféricas.6.5.5 Principais Conclusões do Caso de 13/08/2005Na noite de 13 de agosto de 2004 foram observadas nas camadas de emissãodo OH, do O 2 e do OI5577 duas frentes mesosféricas propagando-sesimultaneamente sobre São João do Cariri, PB. Os principais resultados destaobservação foram os seguintes:− A observação de duas frentes mesosféricas simultâneas, propagando-seem ductos Doppler e com efeitos de complementaridade não previstospelo modelo de Dewan e Picard (1998) é inédita na literatura;− A distinta resposta das camadas de airglow à perturbação natemperatura, provocada pela frente mesosférica, pode explicar o efeitoclaro-escuro-escuro observado na frente de onda que se propagou paraSE. No entanto, as razões para o efeito escuro-escuro-escuro observadona frente de onda que se propagou para NE permanecem aindaincertas;243

− As evidências de uma frente mesosférica recém-formada (SE) e outra(NE) gerada horas antes foram corroboradas pela observação daconfiguração dos ductos na canalização destas ondas;− O desaparecimento das frentes mesosféricas nas imagens de airglowcoincidiu com a alteração na condição de canalização na fronteira deambos os ductos.− Uma forte atuação da maré semi-diurna no vento meridional foiobservada no horário de observação das frentes mesosféricas ;6.6 Contribuição para o Conhecimento das Frentes MesosféricasOs estudos de caso apresentados nas seções anteriores contribuem para oatual conhecimento do cenário físico no qual ocorrem as frentes mesosféricasna região equatorial brasileira. A principal contribuição deste trabalho é acaracterização física dos ductos dentro dos quais se verificou que as frentesmesosféricas se propagam.Como foi visto nas Seções 6.1 a 6.5, vários parâmetros no interior dos ductosforam calculados com o objetivo de suprir de observações acuradas as futurassimulações e modelagens do fenômeno. Assim, para complementar estainformação, será apresentado a seguir um quadro da condição de propagaçãodas 148 frentes mesosféricas analisadas entre julho de 2004 e dezembro de2005 em São João do Cariri, PB.A Figura 6.23 apresenta quatro histogramas com informações da condição depropagação destas frentes mesosféricas e do número de ductos em cada perfilanalisado. Na Figura 6.23a observa-se que em 95% dos casos foi encontradauma estrutura de ducto suportando a frente de onda, contra apenas 5% de244

casos que apresentaram uma configuração de ducto mais complexaenvolvendo um nível crítico.A Figura 6.23b mostra que para cada perfil de analisado (de um total de134 perfis), entre 81 e 99 km de altura, pelo menos um ducto foi encontrado em~57% dos casos (76 perfis). Além disso, em ~39% (53 perfis) e ~4% (5 perfis)dos casos foram encontrados 2 e 3 ductos, respectivamente. Este resultadocorrobora de maneira bastante contundente a hipótese de Dewan e Picard(1998) de que as frentes mesosféricas se tratariam de um fenômeno suportadopor alguma estrutura de ducto, térmico, Doppler ou uma combinação de ambos(ducto dual).2mCondição de PropagaçãoN o de Ductos no PerfilN o de FrentesN o de Perfisa) b)nível crítico ducto 1 2 3n o de ductosCondição de Propagaçãoacima do DuctoCondição de Propagaçãoabaixo do DuctoN o de DuctosN o de Ductosc) d)m 2 = 0 m 2 < 0 nível crítico m 2 = 0 m 2 < 0 nível críticoFigura 6.23 – a) Histograma das condições de propagação das frentesmesosféricas observadas sobre São João do Cariri entre julho de2004 e dezembro de 2005. b) Histograma do número de ductosobservados por perfil e para cada noite de observação. Histogramadas condições de propagação c) acima e d) abaixo dos ductos.245

As Figuras 6.23c e 6.23d apresentam as condições de propagação verificadasacima e abaixo dos ductos, respectivamente. Observa-se que em 84% doscasos os ductos estavam circundados por regiões evanescentes. Esteresultado é de grande importância, pois indica que em tal configuração o ductose apresenta com uma fronteira quase ideal para a canalização de ondas, poiso escape de energia por transmissão ou geração de outras ondas de gravidadeé mínimo. Na prática, isto significa que a perda de energia de uma frentemesosférica se restringe praticamente a adição de cristas ao trem de ondas, ea dissipação por deposição de momentum e energia. Outro resultadointeressante apresentado na Figura 6.23c e 6.23d é a ocorrência de níveiscríticos na fronteira dos ductos em cerca de 2% dos casos. A observação deníveis críticos nestas circunstâncias pode constituir uma evidência experimentalde que o mecanismo de interação onda de gravidade-nível crítico numa regiãode ducto, proposto por Dewan e Picard (1998, 2001), poderia ser capaz degerar frentes de onda na mesosfera. Entretanto, apenas futuros estudosespecíficos que investiguem o papel dos níveis críticos na mesosfera poderãoesclarecer melhor esta questão.As Figuras 6.24a e 6.24b apresentam um histograma dos tipos de ducto e desuas espessuras, respectivamente, para as frentes mesosféricas observadasem São João do Cariri, PB. Assim como os estudos de caso já haviam sugeridoanteriormente, a Figura 6.24a apresenta mais claramente o predomínio deductos Doppler (98,5%) (contribuição principalmente do vento) com relação aosductos duais (1,5%) (contribuição do vento e da temperatura) suportando asfrentes mesosféricas em São João do Cariri, PB. A análise dos 148 casostambém mostrou que nenhuma frente mesosférica na região equatorialbrasileira apresentou um ducto com uma contribuição apenas da temperatura.Este resultado bastante relevante, pois contribui na revisão da hipótese, atéentão aceita, que atribui apenas às camadas de inversão de temperatura opapel de suportar frentes mesosféricas. Nota-se também que apenas para1,5% dos casos (ductos duais) o termo da temperatura na relação de dispersão246

se equivale em ordem de grandeza ao termo do vento, conforme metodologiadescrita na Seção 4.7.2.Tipo de DuctoEspessura dos DuctosN o de DuctosN o de Ductosa) b)dopplerdual2 4 6 8 10 12 14 16Espessura (km)Figura 6.24 – Histogramas a) dos tipos de ductos e b) de suas espessuras paraas frentes mesosféricas observadas em São João do Cariri, PB.Segundo Nappo (2002) as ondas de gravidade capturadas por intensos ductosDoppler passam a ser refletidas pelas “paredes” do ducto com pouquíssimatransmissão, já que acima e abaixo do ducto ocorrem regiões evanescentes, talcomo é mostrado na ilustração 6.25. E, de fato, este é o cenário físicoobservado para as frentes mesosféricas sobre São João do Cariri, como podeser notado nas Figuras 6.23c, 6.23d e 6.24a.OndaTransmitidaOndaIncidenteOndaRefletidaDuctoFigura 6.25 – Ilustração idealizada da canalização de uma onda de gravidadepor um intenso ducto Doppler.Fonte: Adaptada de Nappo (2002, p.86).247

Desta forma, a Figura 6.25 apresenta uma imagem da configuração exigidapara a canalização de uma frente de onda, porém com um requisito a mais, deque o ducto apresente uma espessura pequena com relação a extensãohorizontal da onda. Para avaliar este requisito adicional, a Figura 6.24bapresenta um histograma das espessuras de ducto observadas, cuja média foide 4 ± 1,5 km. Isto significa que para o caso das frentes mesosféricas em SãoJoão do Cariri, que são ondas com uma extensão horizontal da ordem de 10 3km, a aproximação de ondas se propagando num canal de fluido raso pode seraplicada.Na prática, este resultado concorda com a proposta de Dewan e Picard (1998,2001) de que algumas frentes mesosféricas seriam pororocas ondularesinternas na mesosfera, cuja propagação exigiria, assim como as pororocas derio, uma condição de canalização de fluido rasa. Por outro lado, nesta análiseda condição de canalização de frentes mesosféricas também é interessante seinvestigar em trabalhos futuros os casos de ducto que apresentaram umaespessura maior que 8 km, e as conseqüências deste ducto mais espesso nosparâmetros físicos das frentes de onda.248

7 CONCLUSÕES7.1.Sobre o Conhecimento das Frentes MesosféricasO principal objetivo desta tese foi compor um quadro do ambiente atmosféricono qual as frentes mesosféricas se propagam. Com a composição destequadro procurou-se responder a algumas das questões básicas acerca dageração, do desenvolvimento e da dissipação de frentes mesosféricas,confrontando observações meticulosamente documentadas, com as previsõesfornecidas pelo modelo de Dewan e Picard (1998, 2001), atualmente o modelomais aceito na explicação do fenômeno.Desta forma, entre julho de 2004 e dezembro de 2005 foi realizado umlevantamento detalhado da ocorrência de frentes mesosféricas sobre São Joãodo Cariri, PB. No total, 148 frentes mesosféricas foram identificadas sendo queo ano de 2004 foi atípico em comparação com estudos anteriores (FECHINE,2004; FECHINE et al., 2005; MEDEIROS et al., 2005) ao apresentar 84 casosapenas no segundo semestre. Foram identificados três tipos distintos defrentes mesosféricas: as pororocas com trem de ondas, os avanços deaumento (ou diminuição) na intensidade do airglow, e os pulsos ou ondassolitárias. Algumas evidências ainda inéditas na literatura, também foramregistradas, tais como: frentes em formação e/ou dissipação; indícios dedestruição da frente pelo vento de fundo, além de casos de duas frentessimultâneas e de várias frentes numa mesma noite. Também foramidentificados eventos com efeitos de complementaridade não previstos pelomodelo de Dewan e Picard (1998) que podem ocorrer devido a diferentesrespostas das camadas de airglow à mudanças na temperatura provocadaspela frente mesosférica (FECHINE, 2004; MEDEIROS et al., 2005;TAKAKASHI et al., 2004).Entretanto, a principal contribuição deste trabalho foi a caracterização físicados ductos dentro dos quais se verificou que as frentes mesosféricas se249

propagam. Para realizar esta caracterização foi fundamental a análise dosperfis de2mnas noites dos eventos. Cerca de 98,5% dos ductos analisadosnos perfis de2mapresentaram uma condição de canalização Doppler,geralmente circundada por regiões evanescentes, suportando as frentes deonda. Isto significa que o vento desempenhou o principal papel na canalizaçãodas frentes mesosféricas, e além disso, em alguns casos também foi verificadauma forte atuação da maré semi-diurna provocando cisalhamentos no vento naaltura de ocorrência dos ductos. Este resultado é inédito na literatura e contribuina revisão da hipótese, até então aceita, que atribui apenas às camadas deinversão de temperatura o papel principal no estabelecimento de ductoscapazes de suportar frentes mesosféricas.Os resultados apresentados neste trabalho também sugerem que as frentesmesosféricas não representam uma classe de ondas “exóticas” ao corpo dateoria de ondas de gravidade, como poderia parecer a partir das primeirasobservações reportadas na literatura e do primeiro modelo analítico propostopor Dewan e Picard (1998, 2001). Pelo contrário, os estudos de caso sugeremque as frentes mesosféricas obedecem a relação de dispersão das ondas degravidade, ou seja, os resultados sugerem que as frentes mesosféricasconstituem uma solução da equação de Taylor-Goldstein, considerando-seporém, adequadas condições de contorno, como por exemplo a espessura doducto.Para realizar este objetivo principal de estudo das frentes mesosféricastambém foi necessário se investigar a estrutura térmica da atmosferaequatorial, cujos principais resultados são apresentados a seguir.7.2.Sobre a Estrutura Térmica da Atmosfera Equatorial BrasileiraUsando perfis de temperatura médios diários obtidos pelo satéliteTIMED/SABER foi realizado um estudo da estrutura térmica sobre São João doCariri (7,4º S; 36,5º O) no ano de 2005 entre 10 e 120 km de altura. Foi250

observado que os mínimos na temperatura da tropopausa entre os meses denovembro a maio não são previstos pelo modelo atmosférico CIRA-86.Entretanto, foi verificada uma boa concordância entre as medidas e o modelona baixa estratosfera. Já a estratopausa apresentou temperaturas menores doque o previsto durante todo o ano, e uma variação semi-anual com máximos detemperatura nos equinócios. A temperatura observada na mesosfera foi cercade 10 K menor do que prevê o modelo, verificando-se a ocorrência de duplamesopausa nos meses de março a abril e de setembro a outubro, que tambémnão é prevista pelo modelo. Foram observadas camadas de inversão detemperatura com pelo menos o dobro da amplitude prevista, e a baixatermosfera se apresentou mais quente nos meses de solstício com relação àsprevisões do modelo CIRA-86.7.3.Sobre as Camadas de Inversão na Mesosfera Equatorial BrasileiraNa etapa seguinte, os perfis de temperatura obtidos pelo satéliteTIMED/SABER foram analisados com o objetivo de se estudar ascaracterísticas das camadas de inversão de temperatura mesosféricas (MIL)sobre São João do Cariri, PB, durante o ano de 2005. Um total de 175 MILsforam identificadas com máximos de ocorrência em abril e outubro e mínimosem janeiro e julho. As MILs apresentaram altitudes e temperaturas médias notopo e na base da camada de 83 ± 4 km e 75 ± 3 km, e 205 ± 5 K e 185 ± 5 K,respectivamente. As MILs também apresentaram uma espessura entre 4 e 12km com uma variação semi-anual, cujos máximos ocorreram nos equinócios.Foram observadas amplitudes de MIL entre 10 e 50 K, exibindo uma variaçãosemi-anual com máximas amplitudes também nos equinócios. Perfis detemperatura médios mensais evidenciaram um rebaixamento do pico das MILsem dois períodos do ano, de fevereiro a maio e de agosto a outubro. Alémdisso, se observou que apenas as MILs não explicam as condições de ductoobservadas nos casos de frentes mesosféricas, já que se verificou uma maiorcontribuição do termo do vento com relação ao termo da temperatura narelação de dispersão para as ondas de gravidade.251

7.4.Recomendações FuturasCom relação a pesquisa futura das frentes mesosféricas é recomendável quese compare as características apresentadas por estas ondas em diferenteslatitudes, e se investigue a sua ocorrência através de outros traçadores alémdas imagens de airglow. Também é recomendável uma investigação dasprováveis fontes do fenômeno usando a técnica de traçado de raio, porexemplo. Por fim, é importante que se realize uma investigação detalhada darelação entre a maré semi-diurna e a condição de ducto Doppler que suporta amaioria das frentes mesosféricas observadas na região equatorial brasileira.252

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICASARMSTRONG, E. B. The association of visible airglow features with a gravitywave. Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v. 44, p. 325 -336,1982.BACMEISTER, J. T.; ECKERMANN, S. D.; NEWMAN, P. A.; LAIT, L.; CHAN,K. R.; LOEWENSTEIN, M.; PROFFITT, M. H.; GARY, B. L. Stratospherichorizontal wavenumber spectra of winds, potential temperature, andatmospheric tracers observed by high-altitude aircraft, Journal of GeophysicalResearch, v. 101, p. 9441 - 9470, 1996.BARTH, C. A. Three-body reaction. Annales Geophysicae, v. 20, p. 182 - 196,1964.BATES, D. R.; NICOLET, M., The photochemistry of atmospheric water vapor.Journal of Geophysical Research, v. 55, p. 301 - 325, 1950.BATISTA, P. P.; CLEMESHA, B. R.; SIMONICH, D. M.; TAYLOR, M. J.;TAKAHASHI, H.; GOBBI, D.; BATISTA, I. S.; BURITI, R. A.; MEDEIROS, A. F.Simultaneous lidar observation of a sporadic sodium layer, a "wall" event in theOH and OI5577 airglow images and the meteor winds. Journal ofAtmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v. 64, p. 1327 - 1335, 2002.BEER, T. Atmospheric waves. London: Ed. Adam Hilger, 1974. 300p.BERGER, U.; ZAHN, U. V. The two level structure of the mesopause: A modelstudy. Journal of Geophysical Research, v. 104, p. 22083 – 22093, 1999.BRETHERTON, F. P. The propagation of groups of internal gravity waves in ashear flow. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, v. 92, p.466 - 474, 1967.BROWN, L. B.; GERRARD, A. J.; MERIWETHER, J. W.; MAKELA, J. J. All-skyimaging observations of mesospheric fronts in OI 557.7 nm and broadband OHairglow emissions: Analysis of frontal structure, atmospheric backgroundconditions, and potential sourcing mechanisms. Journal of GeophysicalResearch, v. 109, p. 19104 - 19123, 2004.BURITI, R. A.; HOCKING, W. K.; BATISTA, P. P.; MEDEIROS, A. F.;CLEMESHA, B. R. Observations of Equatorial Mesospheric winds Over Cariri(7.4 S) by a Meteor Radar and Comparison with Existing Models, AnnalesGeophysicae, 2007, submitted.CHAHINE, M. T. Determination of the temperature profile in an atmospherefrom its out going radiation. Journal of Optical Society American, v. 58, p.1634 – 1637, 1968.253

CHAHINE, M. T. Inverse problems in radiative transfer: Determination ofatmospheric parameters. Journal of Atmospheric Science, v. 27, p. 960 –967, 1970.CHANG, Q. H.; YANG, G. T.; GONG, S. S. Lidar observations of the middleatmospheric temperature characteristics over Wuhan in China. Journal ofAtmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v. 67, p. 605 - 610, 2005.CHANIN, M.L.; HAUCHECORNE, A.; Lidar study of the structure and dynamicsof the middle atmosphere. Journal of Radio and Space Physics, v. 20, p. 1 -11, 1991.CHAPMAN, S. Some phenomena of upper atmosphere. Proceedings of RoyalSociety A., v. 132, p. 353 - 374, 1931.CHAPMAN, S.; LINDZEN, R. S. Atmospheric tides, Dordrecht: D. ReidelPublishing Company, 1970, 200p.CHIMONAS, G.; HINES, C. O. Doppler Ducting of Atmospheric Gravity-Waves.Journal of Geophysical Research, v.91, p. 1219 - 1230, 1986.CLANCY, R. T.; RUSH, D. W. Climatology and trends of mesospheric (58–90)temperatures based upon 1982–1986 SME limb scattering profiles, Journal ofGeophysical Research, v. 94, p. 3377 - 3393, 1989.CLANCY, R.T.; RUSH, D.W.; CALLAN, M.T. Temperature minima in theaverage thermal structure of the middle atmosphere (70–80 km) from analysisof 40- to 92 km SME global temperature profiles, Journal of GeophysicalResearch, v. 99, p. 19001 – 19020, 1994.CLEMESHA, B. R.; BATISTA, P. P.; SIMONICH, D. M. Simultaneousmeasurements of meteor winds and sporadic sodium layers in the 80-110 kmregion. Middle Atmosphere Temporal and Spatial Structures, v. 27, p.1679 -1684, 2001.COBLE, M. R.; PAPEN, G. C.; GARDNER, C. S. Computing two-dimensionalunambiguous horizontal wavenumber spectra from OH airglow images. IEEETransactions on Geoscience and Remote Sensing, v.36, p. 368 - 382, 1998.CRAWFORD, J.; ROTHWELL, P.; WELLS N. Airborne television observationsof airglow clouds in near-infrared, Nature, v. 257, p. 650 - 651, 1975.DAO, P. D.; FARLEY, R.; TAO, X.; GARDNER, C. S. Lidar observations of thetemperature profile between 25 and 103 km: Evidence of tidal perturbation,Geophysical Research Letters, v. 22, p. 2825 - 2828, 1995.DEWAN, E. M.; GOOD, R. E. Saturation and the universal spectrum for verticalprofiles of horizontal scalar winds in the atmosphere. Journal of GeophysicalResearch, v. 91, p. 2742 – 2748, 1986.254

DEWAN, E. M.; PICARD, R.H. Mesospheric bores. Journal of GeophysicalResearch, v. 103, p. 6295 – 6306, 1998.DEWAN, E.M.; PICARD, R.H. On the origin of mesospheric bores, Journal ofGeophysical Research, v. 106, p. 2921 – 2928, 2001.ECKERMANN, S. D.; HIROTA, I.; HOCKING, W. K. Gravity wave andequatorial wave morphology of the stratosphere derived from long-term rocketsoundings, Q. J. R. Meteorological Society, v. 121, p. 149 - 186, 1995.EDWARDS, D. P.; LÓPEZ-PUERTAS, M.; LÓPES-VALVERDE, M. A. Non-LTEthermodynamic equilibrium studies of the 15 μm banda of CO 2 for atmosphericremote sensing. Journal of Geophysical Research, v. 98, p. 14955 – 14977,1993.FADNAVIS, S.; BEIG, G. Mesospheric temperature inversions over the Indiantropical region. Annales Geophysicae, v. 22, p. 3375 - 3382, 2004.FECHINE, J. Observações de pororocas mesosféricas através deimageamento da aeroluminescência em São João do Cariri (7,4ºS; 36,5ºO).2004-02-17. 140 p. (UFCG-523.4-852). Dissertação (Mestrado emMeteorologia), Universidade Federal de Campina Grande, Campina Grande.2004.FECHINE, J.; MEDEIROS, A. F.; BURITI, R. A.; TAKAHASHI, H.; GOBBI, D.Mesospheric bore events in the equatorial middle atmosphere. Journal ofAtmospheric and Solar-Terrestrial Physics. V. 67, p. 1774 - 1778, 2005.FECHINE, J.; WRASSE, C.M.; TAKAHASHI, H.; MLYNCZAK, M.G.; RUSSELL,J.M.; Lower Mesospheric Inversion Layers over Brazilian Equatorial Regionusing TIMED/SABER Temperature Profiles. Journal of Advances in SpaceResearch, doi:10.1016/j.asr.2007.04.070, 2007.FISHBEIN, E. F.; COFIELD, R. E.; FROIDEVAUX, L.; JARNOT, R. F.; LUNGU,T.; READ, W. G.; SHIPPONY, Z.; WATERS, J. W.; MCDERMID, I. S.; MCGEE,T. J.; SINGH, U.; GROSS, M.; HAUCHECORNE, A.; KECKHUT, P.; GELMAN,M. E.; NAGATANI, R. M. Validation of UARS Microwave Limb Soundertemperature and pressure measurements. Journal of Geophysical Research,v. 101, p. 9983 - 10016, 1996.FLEMING, E. L.; CHANDRA;BARNETT, J. J.; CORNEY, M. COSPARInternational Reference Atmosphere, Chapter 2: Zonal mean temperature,pressure, zonal wind and geopotential height as functions of latitude, Advancesin Space Research, Journal of Geophysical Research, v. 10, p. 11 - 59, 1990.FORBES, J. M. Atmospheric tides, II, The solar and lunar semidiurnalcomponents, Journal of Geophysical Research, v. 87, p. 5241 - 5252, 1982.255

FORBES, J. M.; GU, J.; MIYAHARA, S. On the interactions between gravitywaves and the diurnal propagating tide. Planetary Space Science, v. 39, p.1249 - 1257, 1991.FORBES, J. M.; HAGAN, M. E.; ZHANG, X.; HAMILTON, K. Upper atmospheretidal oscillations due to latent heat release in the tropical troposphere. AnnalesGeophysicae, v.15, p. 1165 - 1175, 1997.FRANCIS, S. H. Global propagation of the atmospheric gravity waves: a review.Journal of Atmospheric and Terrestrial Physics, v.37, p. 1011 - 1054, 1975.FRITTS D. C.; VINCENT, R. A. Mesospheric momentum flux studies ATAdelaide, Australia - observations and a gravity wave-tidal interaction-model.Journal of the Atmospheric Sciences, v. 44, p. 605 – 619, 1987.FRITTS, D. C. Gravity wave saturation in the middle atmosphere: a review oftheory and observations. Review Geophysics Space Science, v.22, p. 275 -308, 1984.FRITTS, D. C.; LU, W. Spectral estimates of gravity wave energy andmomentum fluxes, II, Parameterization of wave forcing and variability. Journalof the Atmospheric Sciences, v. 50, p. 3695-3713, 1993.FRITTS, D. C.; ALEXANDER, M. J. Gravity wave dynamics and effects in themiddle atmosphere. Review of Geophysics, v. 41, p.1 - 46, 2003.FRITTS, D. C.; DUNKERTON, T. J. Fluxes of heat and constituents due toconvectively unstable gravity waves. Journal of the Atmospheric Sciences, v.42, p. 549 - 556, 1985.FRITTS, D. C.; M. A. ABDU; BATISTA, I. S.; BATISTA, P. P.; BURITI, R.;CLEMESHA, B. R.; COMBERIATE, J.; DAUTERMANN, T.; DE PAULA, E.;FECHINE, J.; FEJER, B.; GOBBI, D.; HAASE, J.; KAMALABADI, F.;LAUGHMAN, B.; LIMA, L.M.; LIU, H. L.; MEDEIROS, A. F.; PAUTET, D.; SÃOSABBAS, F.; SOBRAL, J. H. A.; STAMUS, P.; TAKAHASHI, H.; TAYLOR, M.J.; VADAS, S. L.; WRASSE, C. M. The Spread F Experiment (SpreadFEx):Program overview and first results. Earth Planetary and Space Sciences,2007, submitted.FRITTS, D. C.; NASTROM, G. D. Sources of mesoscale variability of gravitywaves, II, Frontal, convective, and jet stream excitation. Journal ofAtmospheric Science, v. 49, p. 111 - 127, 1992.FRITTS, D. C.; RASTOGI, P. K. Convective and dynamical instabilities due togravity wave motions in the lower and middle atmosphere: Theory andobservations. Radio Science, v. 20, p. 1247 - 1277, 1985.256

FULLER-ROWELL, T. J. The impact of gravity waves on nitric oxide in the lowerthermosphere, Journal of Atmospheric Solar-Terrestrial Physics, v. 56, p.1387-1398, 1994.GARCIA, F. J.; TAYLOR, M. J., Two-dimensional spectra-analysis ofmesospheric airglow data, Applied Optics, v. 36, p. 7374-7385, 1997.GARCIA, F. J.; TAYLOR, M. J.; KELLEY, M. C. Two-dimensional spectralanalysis of mesospheric airglow image data. Applied Optics, v. 36, p. 7374 -7385, 1997.GARCIA, R. R.; CLANCY, R. T. Seasonal variation in equatorial mesospherictemperatures observed by SME. Journal of Atmospheric Science, v. 47, p.1666 - 1673, 1990.GARDNER, C. S. Diffusive filtering theory of gravity wave spectra in theatmosphere. Journal of Geophysical Research, v. 99, p. 20601 - 20622,1994.GERRARD, A. J.; KANE, T. J.; ECKERMANN, S. D.; THAYER, J. P. Gravitywaves and mesospheric clouds in the summer middle atmosphere: Acomparison of lidar measurements and ray modeling of gravity waves overSondrestrom, Greenland, Journal of Geophysics Research, v. 109, p. 10103 -10119, 2004.GILLE, J. C.; BAILEY, P. L.; MASSIE, S. T.; LYJAK, L. V.; EDWARDS, D. P.;ROCHE, A. E.; KUMER, J. B.; MERGENTHALER, J. L.; GROSS, M. R.;HAUCHECORNE, A.; KECKHUT, P.; MCGEE, T. J.; MCDERMID, I. S.;MILLER, A. J.; SINGH, U. N. Accuracy and precision of cryogenic limb arrayetalon spectrometer (CLAES) temperature retrievals. Journal of GeophysicalResearch, v. 101, p. 9583 - 9602, 1996.GILLE, J. C.; HOUSE, F. B. J. On the inversion of limb radiance measurementsI: temperature and thickness. Journal of Atmospheric Science, v. 28, p. 1427- 1442, 1971.GOSSARD, E. E.; HOOKE, W. H. Waves in the atmosphere. Amsterdã:Elsevier Scient. Publ. Comp., 1975. 456p.HAGAN, M. E.; FORBES, J. M.; VIAL, F. On modeling migrating solar tides.Geophysical Research Letters, v. 22, p. 893 - 896, 1995.HAPGOOD, M.; TAYLOR, M. J. Analysis of airglow image data. AnnalesGeophysicae, v. 38, p. 805 - 813, 1982.HARGREAVES, J. K. The solar-terrestrial environment. CambridgeUniversity Press, 1992. 420p.257

HAUCHECORNE, A.; CHANIN, M. L.; KECKHUT, P. Climatology and trends ofthe middle atmospheric temperature (33 – 87 km) as seen by Rayleigh lidarover the south of France, Journal of Geophysical Research, v. 96, p. 15297 -15309, 1991HAUCHECORNE, A.; CHANIN, M. L.; WILSON, R. Mesospheric temperatureinversion and gravity wave breaking. Geophysical Research Letters, v. 14, p.933 - 936, 1987.HECHT J. H.; WALTERSCHEID, R. L.; HICKEY, M. P.; FRANKE, S. J.Climatology and modeling of quasi-monochromatic atmospheric gravity wavesobserved over Urbana Illinois, Journal of Geophysical Research, v. 106, p.5181 – 5191, 2001.HECHT, J. H. Instability layers and airglow imaging, Review of Geophysics, v.42, p. 1001 - 1013, 2004.HECHT, J. H.; WALTERSCHEID, R. L.; ROSS, M. N. First measurements ofthe two-dimensional horizontal wave number spectrum from CCD images of thenightglow. Journal of Geophysical Research, v. 99, p. 587-590, 1997.HEDIN, A. E. Extension of the MSIS Thermospheric Model into the Middle andLower Atmosphere. Journal of Geophysical Research, v. 96, p. 1159, 1991.HERSE, M.; MOREELS, G.; CLAIREMIDI, J. Waves in the OH emissive layer:photogrammetry and topography, Applied Optics, v. 19, p. 355 - 362, 1980.HERTZOG, A.; SOUPRAYEN, C.; HAUCHECORNE, A. Observation andbackward trajectory of an inertio-gravity wave in the lower stratosphere,Annales Geophysicae., v. 19, p. 1141 – 1155, 2001.HERVIG, M. E.; RUSSELL III, J. M.; GORDLEY, L. L.; DRAYSON, S. R.;STONE, K.; THONPSON, R. E.; GELMAN, M. E.; MCDERMID, I. S.;HAUCHECORNE, A.; KECKHUT, P.; MCGEE, T. J.; SINGH, U. N.; GROSS, M.R. Validation of temperature measurements from the halogen occultationexperiment. Journal of Geophysical Research, v. 101, p.10277 - 10285,1996.HINES, C. O. Internal atmospheric gravity waves at ionospheric heights.Canadian Journal of Physics, v. 38, p. 1441-1481, 1960.HINES, C. O. The saturation of gravity-waves in the middle atmosphere .2.development of doppler-spread theory. Journal of the Atmospheric Sciences,v. 48, p. 1360 – 1379, 1991.HINES, C. O. The upper atmosphere in motion. Washington, AmericanGeophysical Union, 1974. 350p.258

HINES, C. O. The upper atmosphere in motion. Q. J. R. MeteorologicalSociety, v. 89, p. 1 - 42, 1963.HIROTA, I., Climatology of gravity waves in the middle atmosphere, Journal ofAtmospheric -Terrestrial Physics, v. 46, p. 767 - 773, 1984.HOLTON, J. R. An introduction to dynamic meteorology, Third Edition,London, Academic Press, 1992, 512p.HOUSE, F. B.; OHRING, G. Inference of stratospheric temperature andmoisture variables from observation of the infrared horizon. NASA CR-1419,58p. 1969.HUANG, T. Y.; TUAN, T. F.; Li, X.; DEWAN, E. M.; PICARD, R. H. Suddennarrow temperature inversion-layer formation in ALOHA-93 as a critical-layerinteractionphenomenon. Journal of Geophysical Research, v. 103, p. 6323 -6332, 1998.ISLER, J. R.; TAYLOR, M. J.; FRITTS, D. C. Observational Evidence of WaveDucting and Evanescence in the Mesosphere. Journal of GeophysicalResearch, v. 102, p. 26301 - 26313, 1997.KLENERMAN, D.; SMITH, I. Infrared chemiluminescence studies using a sisamspectrometer-reactons producing vibrationally excited OH. Journal ofChemical Society-Faraday Transactions II. V. 83, p. 229-241, 1987.KOCHANSKI, A. Atmospherics motions from sodium cloud drifts, Journal ofGeophysical Research, v. 69, p. 3651 - 3662, 1964.KUMAR, V. S.; KUMAR, Y. B.; RAGHUNATH, K.; RAO, P. B.; KRISHNAIAH,M.; MIZUTANI, K.; AOKI, A.; YASUI, M.; ITABE, T. Lidar measurements ofmesospheric temperature inversion at a low latitude. Annales Geophysicae, v.19, p. 1039 - 1044, 2001.LAWRENCE, B. N.; RANDEL, W.J. Variability in the mesosphere observed byNimbus 6 pressure modulator radiometer. Journal of Geophysical Research,v. 101, p. 23475 – 23.489, 1996.LEBLANC, T.; HAUCHECORNE, A., Recent observations of mesospherictemperature inversions. Geophysical Research Letters, v. 102, p. 19471 -19482, 1997.LEBLANC, T.; HAUCHECORNE, A.; CHANIN, M. L.; TAYLOR, F.; RODGERS,W.; SHE, C. Y.; YU, J. R.; CHEN, H. Observed thermal structure of amidlatitude mesopause, Geophysical Research Letters, v. 20, p. 567 - 570,1993.LEBLANC, T.; MCDERMID, I. S.; KECKHUT, P.; HAUCHECORNE, A.; SHE, C.Y.; KRUEGER, D. A. Temperature climatology of the middle atmosphere from259

long-term lidar measurements at middle and low latitudes. Journal ofGeophysical Research, v. 103, p. 17191 - 17204, 1998.LI, F.; SWENSON, G. R.; LIU, A. Z.; TAYLOR, M.J.; ZHAO, Y. Investigation of a‘‘wall’’ wave event. Journal of Geophysical Research, v. 112, p. 4104 - 4117,2007.LIMA, L. M. Observações de ondas planetárias na região da mesopausaequatorial e de baixas latitudes do Hemisfério Sul. 2004-02-19. 245 p.(INPE-12346-TDI/995). Tese (Doutorado em Geofísica) - Instituto Nacional dePesquisas Espaciais, São José dos Campos. 2004. Disponível em:. Acesso em: 25 abr.2007.LIMA, L. M.; MEDEIROS, A. F.; BURITI, R. A.; BATISTA, P. P.; CLEMESHA, B.R.; TAKAHASHI, H. MLT dynamics from meteor radar measurements at 7.4°Sduring 2005, In: COSPAR Scientific Assembly , 2006, Beijing, Proceedings …Beijing: COSPAR, 2006.LINDZEN, R. S. Dynamics in atmospheric physics. Cambridge UniversityPress, New York, 1990, 254p.LINDZEN, R. S. Turbulence and stress owing to gravity-wave and tidalbreakdown. Journal of Geophysical Research, v. 86, p. 9707 - 9714, 1981.LIU, H. L.; HAGAN, M. E. Local heating/cooling of the mesosphere due togravity wave and tidal coupling. Geophysical Research Letters, v. 25, p. 941 -944, 1998.LÓPEZ-PUERTAS, M.; ZARAGOZA, G.; LÓPEZ-VALVERDE, M. A.; TAYLOR,F. W. Non local thermodynamic equilibrium (LTE) atmospheric limb emission at4.6 μm. I. An update of the CO2 non-LTE radiative transfer model. Journal ofGeophysical Research, v. 103, p. 8499 - 8513, 1998.MAEKAWA, R Observations of gravity waves in the mesopause region bymulticolor airglow imaging. Kyoto. 64p. Master-Kyoto University, 2000.MARSHALL B. T.; GORDLEY, L. L.; CHU, D. A. BANDPAK: Algorithms formodeling broadband transmission and radiance. Journal of Quant. Spect.Radiat. Transfer., v. 52, p. 581 – 599, 1994.MCDADE, I. C.; MURTAGH, D. P.; GREER, R. G. H.; DICKINSON, P. H. G.;WITT, G.; STEGMAN, J.; LLEWELLYN, E. J.; THOMAS, L; JENKINS, D. B.1ETON 2: Quenching parameters for the proposed precursors of O ( b ∑ )+ 2andgO( 1 S ) in the terrestrial nightglow. Planetary Space Science, v. 34, p. 789 –800, 1986.260

MCLANDRESS, C. On the importance of gravity waves in the middleatmosphere and their parameterization in general circulation models. Journalof Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v. 60, p. 1357-1383, 1998.MEDEIROS, A. F. Observações de ondas de gravidade através doimageamento da aeroluminescência. 2001-09-06. 187 p. (INPE-10478-TDI/932). Tese (Doutorado em Geofísica) - Instituto Nacional de PesquisasEspaciais, São José dos Campos. 2001. Disponível em:. Acesso em: 25 abr.2007.MEDEIROS, A. F.; BURITI R. A.; MACHADO, E. A.; TAKAHASHI, H.;BATISTA, P. P.; GOBBI, D.; TAYLOR M. J. Comparison of gravity wave activityobserved by airglow imaging at two different latitudes in Brazil, Journal ofAtmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v. 60, p. 647 - 654, 2004.MEDEIROS, A. F.; FECHINE, J.; BURITI, R. A.; TAKAHASHI, H.; WRASSE, C.M.; GOBBI, D. Response of OH, O 2 , and OI5577 airglow emissions to themesospheric bore in the equatorial region of Brazil. Advances in SpaceResearch, v. 35, p. 1971 - 1975, 2005.MEDEIROS, A. F.; TAKAHASHI, H.; BURITI, R. A.; FECHINE, J.; WRASSE, C.M.; GOBBI, D. MLT gravity wave climatology in the South America equatorialregion observed by airglow imager. Annales Geophysicae, v. 25, p. 399 - 406,2007MEDEIROS, A. F.; TAYLOR, M. J.; TAKAHASHI, H.; BATISTA, P. P.; GOBBI,D. A unusual airglow wave event observed at Cachoeira Paulista 23 o S.Advances in Space Research, v. 27, p. 1749 - 1754, 2001.MEDEIROS,A. F.; TAYLOR, M. J.; TAKAHASHI, H.; BATISTA, P. P.; GOBBI,D. An investigation of gravity wave activity in the low-latitude uppermesosphere:propagation direction and wind filtering. Journal of GeophysicalResearch, v. 108, p. 4411 - 4418, 2003.MEEK, C. E.; REID, I.M.; MANSON, A. H. Observations of mesopheric windvelocities. I. gravity waves horizontal scale and phase velocities, RadioScience, v. 20, p. 1363 - 1403, 1985.MEINEL, A. B. OH emission bands in the spectrum of the night sky (I).Astrophysical Journal, v. 111, p. 555 - 564, 1950.MERIWETHER, J. W.; DAO, P. D.; MCNUTT, R. T.; KLEMETTI, W.;MOSKOWITZ, W.; DAVIDSON, G. Rayleigh lidar observations of mesospheretemperature structure. Journal of Geophysical Research, v. 99, p. 16973 -16.987, 1994.261

MERIWETHER, J. W.; GAO, X.; WICKWAR, V.; WILKERSON, T.; BEISSNER,K.; COLLINS, S.; HAGAN, M. Observed coupling of the mesospheric inversionlayer to the thermal structure. Geophysical Research Letters, v. 25, p. 1479 -1482, 1998.MERIWETHER, J. W.; GERRARD, A. J. Mesosphere Inversion Layers andStratosphere Temperature Enhancements. Reviews of Geophysics, v. 42, p.3003 - 3037, 2004.MERIWETHER, J. W.; MLYNCZAK, M. G. Is chemical heating a major cause ofthe mesosphere inversion layer? Journal of Geophysical Research, v. 100, p.1379–1387, 1995.MERTENS C. J.; SCHMIDLIN, F. J.; GOLDBERG, R. A.; REMSBERG, E. E.;PESNELL, W. D.; RUSSELL III, J. M.; MLYNCZAK, M. G.; LÓPEZ-PUERTAS,M.; WINTERSTEINER, P.P.; PICARD, R. H.; WINICK, J. R.; GORDLEY, L. L.SABER observations of mesospheric temperatures and comparisons with fallingsphere measurements taken during the 2002 Summer MaCWAVE campaign.Geophysical Research Letters, v. 31, p. 3105 - 3110, 2004.MERTENS, C. J.; MLYNCZAK, M. G.; LÓPEZ-PUERTAS, M.WINTERSTEINER, P. P.; PICARD, R. H.; WINICK, J. R.; GORDLEY, L. L.;RUSSELL III, J. M. Retrieval of mesospheric and lower thermospheric kinetictemperature from measurements of CO 2 15 μm Earth limb emission under non-LTE conditions. Geophisical Research Letters, v. 28, p. 1391 – 1394, 2001.MITSUNO, T.; SHIMAZAKI, T. Atmospheric science course: 3, Atmospherein the stratosphere and mesosphere. Tokyo University Publishings, Tokyo,1981. 279p.MIYAHARA, S. Suppression of stationary planetary waves by internal gravitywaves in the mesosphere. Journal of Atmospheric Sciences, v. 42, p. 100 -107, 1985.MLYNCZAK, M. G.; OLANDER, D. S.; LÓPEZ-PUERTAS, M. Rapidcomputation of spectrally integrated non-LTE limb emission. Journal ofGeophysical Research, v. 99, p. 25761 - 25772, 1994.MORELS, G.; HERSE, M. Photographic evidence of waves around the 85 kmlevel, Planetary Space Science, v. 25, p. 265 - 273, 1977.MUNASINGHE, G.; HUR, H.; HUANG, T. Y.; BHATTACHRYYA, A.; TUAN, T.F. Application of the dispersion formula to long- and short-period gravity waves:Comparisons with ALOHA-93 data and an analytical model. Journal ofGeophysical Research, v. 103, p. 6467 - 6481, 1998.NAKAMURA, T.; AONO, T.; TSUDA, T.; ADMIRANTO, A. G.; ACHMAD, E.;SURANTO Mesospheric gravity waves over a tropical convective region262

observed by OH airglow imaging in Indonesia. Geophysical Research Letters,v.30, p.17301-17304, 2003.NAPPO, C. J. An Introduction to atmospheric gravity waves, London,Academic Press, 2002, 276p.NEE, J. B.; THULASIRAMAN, S.; CHEN, W. N.; VENKAT RATNAM, M.;NARAYANA RAO, D. Middle atmospheric temperature structure over twotropical locations, Chung Li (25 o N; 121 o E) and Gadanki (13.5 o N; 79.2 o E).Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v. 64, 1311–1319,2002.NIELSEN, K.; TAYLOR, M. J.; STOCKWELL, R. G.; JARVIS, M. J. An unusualmesospheric bore event observed at high latitudes over Antarctica.Geophysical Research Letters, v. 33, p. 7803 - 7807, 2006.PETERSON, A. W.; ADANS, G. W. OH airglow phenomena during the 5-6 july1982 total lunar eclipse. Applied Optics, v. 22, p. 2682 - 2685, 1983.PETERSON, A. W.; KIEFFABER, L. M. Infrared photography of OH airglowstructures, Nature, v. 242, p. 321 - 322, 1973.PETTERSON, A. W. Airglow events visible to naked eye. Applied Optics, v.22, p. 3390 – 3393, 1979.PICARD,R.H.; WINTERSTEINER, P.P.; WINICK, J.R.; MERTENS, C.J.;MLYNCZAK, M.G..; RUSSELL III, J. M.; GORDLEY, L.L.; WARD, W.E.; SHE,C.Y.; O'NEIL, R.R. Tidal and layer structure in the mesosphere and lowerthermosphere from TIMED/SABER CO2 15-μm emission. In: SPIE Assenbly,2004, Washington, Proceedings … Washington: SPIE, 2004.PITTEWAY, M. L.; HINES, C. O. Reflection and ducting of atmosphericacoustic-gravity waves. Canadian Journal of Physics, v. 43, p. 1935-1943,1965.ROBLE, R.G.; DICKINSON, R.E. How will changes in the carbon dioxide andmethane modify the mean structure of the mesosphere and thermosphere?Geophysical Research Letters, v. 16, p. 1441 - 1444, 1989.RODGERS, C. D. Retrieval of atmospheric temperature and composition fromremote measurements of thermal radiation, Review of Geophysical SpacePhysics, v.14, p. 609 – 624, 1976.RODGERS, C. D.; WALSHAW, C. D. The computation of infrared cooling ratesin planetary atmospheres. Q. J. R. Meteorological Society., v. 92, p. 67 – 92,1966.RUSSELL, J. M.; MLYNCZAK, M. G.; GORDLEY, L. L.; TANSOCK, J.;ESPLIN, R. An overview of the SABER experiment and preliminary calibration263

esults. In: SPIE Annual Meeting, 44., 1999, Denver, Proceedings … Denver:SPIE, 277 - 288, 1999.SCHMIDLIN, F. J. Repeatability and measurement uncertainty of United Statesmeteorological rocketsonde. Journal of Geophysical Research, v. 86, p. 9599- 9603, 1981.SCHMIDLIN, F. J. Temperature inversions near 75 km, Geophysical ResearchLetters, v. 3 , p. 3173 - 3176, 1976.SEYLER, C. E. Internal waves and undular bores in mesospheric inversionlayers, Journal of Geophysical Research, v. 110, p. 5 – 15, 2005.SHARMA, S.; SIVAKUMAR, V.; BENCHERIF, H.; CHANDRA, H.; ACHARYA,Y. B.; JAYARAMAN, A.; RAO, P. B.; RAO, D.N. A comprehensive study onmiddle atmospheric thermal structure over a tropic and sub-tropic stations.Advances in Space Research, v. 37, p. 2278 - 2283, 2006.SHE, C.; YU, J. R.; CHEN, H. Observed thermal structure of a midlatitudemesopause, Geophysical Research Letters, v. 20, p. 567 – 570, 1993.SHE, C. Y.; KRUEGER, D. A.; ROBLE, R.; KECKHUT, P.; HAUCHECORNE,A.; CHANIN, M. L. Vertical structure of midlatitude temperature fromstratosphere to mesosphere (30 - 105 km), Geophysical Research Letters, v.22, p. 22377 - 22380, 1995.SHE, C. Y.; LI, T.; WILLIAMS, B. P.; YUAN, T.; PICARD, R. H. Concurrent OHimager and sodium temperature/wind lidar observation of a mesopause regionundular bore event over Fort Collins/Platteville, Colorado. Journal ofGeophysical Research, v. 109, p. 22107 - 22115 , 2004.SHIOKAWA, K.; EJIRI, M. K.; OGAWA, T.; YAMADA, Y.; FUKUNISHI, H.;IGARASHI, K.; NAKAMURA, T. A localized structure in OH airglow images nearthe mesopause region, Journal of Geophysical Research, v. 108, p. 4048 -4056, 2003.SHIOKAWA, K; SUZUKI, S.; OTSUKA, Y.; OGAWA, T.; NAKAMURA, T.;MLYNCZAK, M. G., RUSSELL III, M. J. A Multi-Instrument Measurement of aMesospheric Front-Like Structure at the Equator. Journal of theMeteorological Society of Japan, v. 84, p. 305 - 316, 2006.SINGH, U. N.; KECKHUT, P.; MCGEE, T. J.; GROSS, M. R.; HAUCHECORNE,A.; FISHBEIN, E. F.; WATERS, J. E.; GILLE, J. C.; ROCHE, R. E.; RUSSELLIII, J. M. Stratospheric temperature measurements by two collocated NDSClidars during UARS validation campaign. Journal of Geophysical Research, v.101, p. 10287 - 10297, 1996.SMITH, S. M.; TAYLOR, M. J.; SWENSON, G. R.; SHE, C. Y.; HOCKING, W.;BAUMGARDNER, J.; MENDILLO, M. A multidiagnostic investigation of the264

mesospheric bore phenomenon. Journal of Geophysical Research, v. 108, p.1083 - 1101, 2003.SMITH, S.; FRIEDMAN, M. J.; RAIZADA, S.; TEPLEY, C.; BAUMGARDNER,J., MENDILLO, M. Evidence of mesospheric bore formation from a breakinggravity wave event: simultaneous imaging and lidar measurements. Journal ofAtmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v. 67 p. 345 – 356, 2005.SMITH, S.; SCHEER, J.; REISIN, E. R.; BAUMGARDNER, J.; MENDILLO, M.Characterization of exceptionally strong mesospheric wave events using all-skyand zenith airglow observations. Journal of Geophysical Research, v. 111, p.9.309 - 9.321, 2006.STATES, R. J.; GARDNER, C. S. Influence of the diurnal tide andthermospheric heat sources on the formation of mesospheric temperatureinversion layers, Geophysical Research Letters, v. 25, p. 1483 - 1491, 1998.STATES, R. J.; GARDNER, C. S. Thermal Structure of the mesopause region(80–105 km) at 40 o N latitude, 1. Seasonal variations. Journal of AtmosphericSciences, v. 57, p. 66 - 77, 2000a.STATES, R. J.; GARDNER, C. S. Thermal structure of the mesopause region(80-105 km) at 40 o N latitude, 2. Diurnal variations, Journal of AtmosphericSciences, v. 57, p. 78 - 92, 2000b.STOCKWELL, R. G.; TAYLOR, M. J.; NIELSEN, K.; JARVIS, M. J. A novel jointspace-wavenumber analysis of an unusual gravity wave event. GeophysicalResearch Letters, v. 33, p. 8805 - 8810, 2006.STOKER, J. J. The formation of breakers and bores. Communications onPure and Applied Mathematics, v. 1, 1948.STOKER, J. J. Water waves. Willey Interscience, New York, 1957, 232p.SWENSON, G. R.; MENDE, S. B. OH emission and gravity waves (including abreaking wave) in all-sky imagery from Bear Lake, UT, Geophysical ResearchLetters, v. 21, p. 2239-2242, 1994.SWENSON, G. R.; QIAN, J.; PLANE, J. M. C.; ESPY, P. J.; TAYLOR, M. J.;TURNBULL, D. N.; LOWE, R. P. Dynamical and chemical aspects of themesospheric Na "wall" event on October 9, 1993, during the Airborne Lidar andObservations of Hawaiian Airglow (ALOHA) campaign. Journal ofGeophysical Research, v. 103, p. 6361 – 6380, 1998.TAKAHASHI, H.; BATISTA, P. P., Simultaneous measurements of OH(9,4),(8,3), (7,2), (6,2) and (5,1) bands in the airglow. Journal of GeophysicalResearch, v. 86, p. 5632 – 5642, 1981265

TAKAHASHI, H.; NAKAMURA, T.; SHIOKAWA, K.; TSUDA, T.; LIMA, L.M.;GOBBI, D. Atmospheric density and pressure inferred from the meteor diffusioncoefficient and airglow O 2 b temperature in the MLT region. Earth PlanetsSpace, v. 56, p. 249 - 258, 2004.TAYLOR, M. J.; TURNBULL, D. N.; LOWE, R. P. Spectrometric and imagingmeasurements of a spectacular gravity wave event observed during theALOHA-93 campaign. Geophysical Research Letters, v. 20, p. 2849 - 2852,1995a.TAYLOR, M. J.; BISHOP, M. B.; TAYLOR V. All-sky measurements of shortperiodwaves imaged in the OI (557.7 nm), Na (589.2 nm) and near-infrared OHand O2(0,1) nightglow emissions during the ALOHA-93, GeophysicalResearch Letters, v. 22, p. 2833 - 2836,1995b.TAYLOR, M. J.; EDWARDS R. Observations of short-period mesospheric wavepatterns - insitu or tropospheric wave generation, Geophysical ResearchLetters, v. 18, n. 7, p. 1337-1340, 1991.TAYLOR, M. J.; GARCIA, F. J. A two-dimensional spectral analysis of shortperiod gravity waves imaged in the OI(557.7 nm) and near infrared OHnightglow emissions over Arecibo, Puerto Rico. Geophysical ResearchLetters, v. 22, p. 2473-2276, 1995.TAYLOR, M. J.; HAPGOOD, M. A. Identification of a Thunderstorm as a Sourceof Short-Period Gravity-Waves in the Upper-Atmospheric Nightglow Emissions.Planetary and Space Science, v. 36, p. 975 - 985, 1988.TAYLOR, M. J.; PENDLETON, W. R.; CLARCK, S.; TAKAHASHI, H.; GOBBI,D.; GOLDBERG, R. A. Image measurements of short-period gravity waves atequatorial latitudes. Journal of Geophysical Research, v. 102, p. 26283 -26299, 1997.TAYLOR, M. K.; HAPGOOD, M. A.; ROTHWELL, P. Observations of gravitywave propagation in the OI (557.7 nm), Na (589.2 nm) and the near infrared OHnightglow emissions. Planetary Space Science, v. 35, p. 413 - 427, 1987.THEON, J. S.; NORDEBERG, W.; KATCHEN, C. B.; HORVATH, J. J., Someobservations on the thermal behavior of the mesosphere, Journal ofAtmospheric Science, v. 24, p. 428 - 436, 1967.TIMED WEB SITE. Timed – a mission to explore one of the last frontiers inEarth’s atmosphere. Washington: NASA. Disponível em: Acesso em 19 set. 2005.VINCENT, R. A.; REID, I. M. HF Doppler measurements of mesosphericmomentum fluxes. Journal of Atmospheric Sciences, v. 40, p. 1321- 1333,1983.266

VUOLO, J. H. Fundamentos da teoria de erros. Edgard Blücher, São Paulo,1998, 249p.WALTERSCHEID, R. L.; HECHT, J. H.; VINCENT, R. A.; REID, I. M.; WOITHE,J.; HICKEY, M. P. Analysis and interpretation of airglow and radar observationsof quasi-monochromatic gravity waves in the upper mesosphere and lowerthermosphere over Adelaide, Australia (35 degrees S, 138 degrees E). Journalof Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v. 61, p. 461 - 478, 1999.WARK, D. Q. SIRS: An experiment to measure the free air temperature from asatellite. Applied Optics, v. 9, p. 1761 – 1766, 1970.WEINSTOCK, J. Finite amplitude gravity wave; harmonics, advectivesteepening and saturation, Journal of Atmospheric Sciences, v. 43, p. 688 -704, 1986.WINTERSTEINER, PP.; PICARD, R. H.; SHARMA, R. D.; WINICK, J. R.;JOSEPH, R. A. Line-by-line radiative excitation model for the non-equilibriumatmosphere: Application to CO 2 15μm emission. Journal of GeophysicalResearch, v. 97, p. 18083 - 18117, 1992.WITT, G. Height, structure and displacements of noctilucent clouds, Tellus, v.14, p. 1 - 10, 1962.WRASSE, C. M. Estudos de geração e propagação de ondas de gravidadeatmosféricas. 2004-03-19. 253 p. (INPE-12249-TDI/978). Tese (Doutorado emGeofísica) - Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais, São José dos Campos.2004. Disponível em: .Acesso em: 25 abr. 2007.WRASSE, C. M.; NAKAMURA, T.; TSUDA, T., TAKAHASHI, H.; MEDEIROS,A. F.; COSTA, R. B. A.; TAYLOR, M. J.; GOBBI, D.; SALATUN, A.; SURATNO;ACHMAD, E.; ADMIRANTO, A. G. Climatology of atmospheric gravity wavepropagation observed in equatorial and middle latitudes regions, In: GeneralAssembly of The International Union of Geodesy and Geophysics, 20., 2003,Saporo, Proceedings…, Saporo: General Assembly of The International Unionof Geodesy and Geophysics, 2003.WRASSE, C. M.; NAKAMURA, T.; TSUDA, T.; TAKAHASHI, H.; GOBBI, D.;MEDEIROS, A. F.; TAYLOR, M. J.: Atmospheric wind effects on the gravitywave propagation observed at 22.7 degrees S – Brazil, Advances in SpaceResearch, v. 32, p. 819 – 824, 2003.WRASSE, C. M.; NAKAMURA, T.; TSUDA, T.; TAKAHASHI, H.; MEDEIROS,A. F.; TAYLOR, M. J.; GOBBI, D.; SALATUN, A.; SURATNO, ACHMAD, E.;ADMIRANTO, A. G. Reverse ray tracing of the mesospheric gravity wavesobserved at 231S (Brazil) and 71S (Indonesia) in airglow imagers. Journal ofAtmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v. 68, p. 163 - 181, 2006a.267

WRASSE, C. M.; NAKAMURA, T.; TAKAHASHI, H.; MEDEIROS, A. F.;TAYLOR, M. J.; GOBBI, D.; DENARDINI, C. M.; FECHINE, J.; BURITI, R. A.;SALATUN, A.; SURATNO, ACHMAD, E.; ADMIRANTO, A. G. Mesosphericgravity waves observed near equatorial and low–middle latitude stations: wavecharacteristics and reverse ray tracing results. Annales Geophysicae, v. 24, p.3229 - 3240, 2006b.WRASSE, C. M.; TAKAHASHI, H.; FECHINE, J ; DENARDINI, C. M.;WICKERT, J . Ondas de Gravidade na Estratosfera Terrestre Inferida Atravésda Técnica de Rádio Ocultação de GPS . Revista Brasileira de Geofísica, v.25, p. 29 - 58, 2007b.WRASSE, C. M; FECHINE, J.; TAKAHASHI, H.; DENARDINI, C. M.;WICKERT, J.; MLYNCZAK, M. G.; RUSSELL, J. M.; BARBOSA, C. L.Temperature comparison between CHAMP radio occultation 3 andTIMED/SABER measurements in the lower stratosphere. Advances in SpaceResearch, doi:10.1016/j.asr.2007.06.073, 2007a, in-press.YAMADA, Y.; FUKUNISHI, H.; NAKAMURA, T.; TSUDA, T. Breaking of smallscalegravity wave and transition to turbulence observed in OH airglow.Geophysical Research Letters, v. 28, p. 2153 – 2156, 2001YU, J. R.; SHE, C. Y. Climatology of a midlatitude mesopause region observedby a lidar at Fort Collins, Colorado (40.6 o N, 105 o W), Journal of GeophysicalResearch, v.100, p. 7441–7452, 1995.268

A O BANCO DE DADOS DO IMAGEADOR ALL SKYA.1 O Banco de Imagens de AirglowA primeira dificuldade enfrentada na redução dos dados das frentesmesosféricas observadas em São João do Cariri foi o acesso rápido e práticoàs imagens digitais. Até então as imagens digitais obtidas pelo imageadorencontravam-se armazenadas em compact disk (CD). Esta forma dearmazenamento, embora segura para a preservação de dados por um longoperíodo de tempo, é pouco prática para permitir o acesso rápido e direto aosdados, já que cada CD precisa ser lido individualmente durante o processo deredução. Além disso, os dados originais armazenados em CDs nem sempresão contíguos. Dados de uma mesma noite, por exemplo, podem estararmazenados em CDs distintos, o que dificulta ainda mais o processo deredução dos dados.Assim, para proporcionar um acesso rápido e fácil aos dados de imagem, foicriado um banco de dados de imageador para o São João do Cariri, PB.Atualmente, o volume de dados de imageador all sky obtidos em São João doCariri entre setembro de 2000 e dezembro de 2005 compreende mais de233.000 imagens, registradas em 606 noites de observação, o que equivale acerca de 121 GB de dados.A.2 O Contraste das ImagensEstabelecido o banco de dados o passo seguinte foi a implementação de umalgoritmo capaz de realizar o contraste automatizado das imagens originaisTIFF geradas pelo imageador.Uma das maiores dificuldades enfrentadas por quem trabalha com imagens deairglow é a variação de intensidade luminosa que geralmente ocorre entreimagens simultâneas em emissões distintas, como até mesmo entre imagenssucessivas numa mesma emissão. As Figuras A.1a e A.1b apresentam um269

exemplo de duas imagens originais np formato TIFF obtidas em 1º de maio de2005 em São João do Cariri nas emissões do OH e do OI5577,respectivamente.OHOI5577a) b)OHOI5577c) d)21:25 (LT) 21:25 (LT)Figura A.1 – Imagens originais no formato TIFF obtidas em 1º de maio de 2005em São João do Cariri nas emissões do a) OH e do b) OI5577. c) ed) Mesmas imagens após a aplicação do algoritmo de contrasteautomatizado. A seta indica a direção de propagação de uma frentemesosférica.Observa-se que originalmente as imagens se apresentam bastante escuras.Enquanto a imagem do OH permite apenas o reconhecimento de algumasestrelas e da Via Láctea a sul, a imagem do OI5577 se apresenta totalmenteescura. Em ambas as emissões as imagens originais exigem uma alteração nocontraste para que seja possível se identificar a ocorrência de algum tipo deestrutura ondulatória.270

Esta ausência de contraste torna o processo de busca de ondas de gravidadelento e sujeito a erros, já que o melhor contraste é obtido manualmente,corrigindo cada imagem individualmente, durante a visualização dos dados deuma dada noite. Desta forma, o contraste manual a partir da visualização dasimagens constitui um componente bastante subjetivo, já que usuários distintos,podem produzir contrastes distintos, segundo atributos individuais de acuidadevisual e de objetivos de visualização.Para solucionar o problema do contraste das imagens de airglow foidesenvolvido um algoritmo que realiza uma análise estatística da população deintensidades luminosas registradas pelos 512 x 512 pixels que compõem cadaimagem digital original. Esta análise estatística resulta num conjunto deinformações quantitativas da distribuição de intensidades de cada imagem, ouseja, resulta num conjunto de atributos que independem da acuidade visual, oudo caráter subjetivo da redução manual.A primeira informação quantitativa consiste na forma da função de distribuiçãodas intensidades relativas. A avaliação do algoritmo demonstrou que sobcondições de céu claro, i.e., sem cobertura de nuvens, o histograma dasintensidades relativas obedece a uma distribuição aproximadamente normal.Desta forma, a ocorrência de uma distribuição que se afasta da normal numadada imagem é indício da ocorrência de nuvens, ou de alguma saturaçãoluminosa dentro do campo de visão do imageador. A avaliação de talcomportamento estatístico nas imagens de uma dada noite consiste, portanto,numa forma prática e rápida de se avaliar as condições meteorológicas, semprecisar a priori visualizar imagem por imagem, o que otimiza o processo deredução de dados de ondas de gravidade.Além da avaliação da função de distribuição, também é possível se avaliar, porexemplo, a média, a variância, o desvio padrão e a assimetria entre asdistribuições de imagens sucessivas. A análise estatística das imagens271

mostrou que a diferença entre estas quantidades, de uma imagem para outra,resulta em distribuições distintas, de forma que a otimização do contraste foiobtida pela avaliação individual da estatística de cada imagem. Como resultadodesta avaliação para os dados entre setembro de 2000 e dezembro de 2005 foipossível se realizar um processamento digital e automático de todas asimagens originais, obtendo-se assim imagens finais com contrasteindependentes da interferência do operador.As Figuras A.1c e A.1d mostram as mesmas imagens da Figura A.1a e A.1bapós a aplicação do algoritmo de contraste automático. Observa-se que após otratamento digital as estrelas se apresentam mais nítidas, inclusive as de maiormagnitude. As estruturas de ondas de gravidade também são ressaltadasmantendo-se a qualidade da imagem original. Nesta noite em específico, às21:25 (LT) foi observada uma frente mesosférica, cuja formação e dissipaçãopôde ser acompanhada. A seta nas Figuras A.1c e A.1d indica a direção depropagação da frente de onda.Além do contraste automático as imagens originais foram reordenadas naseqüência cronológica de gravação dos dados. Isto se fez necessário, poisquando ocorre algum problema na operação do imageador, e o sistema precisaser reiniciado, a numeração das imagens também é reiniciada o que causa umembaralhamento na numeração das imagens originais, dificultando assim avisualização dos dados na seqüência cronológica correta.No final do processamento de contraste automático foi adicionada uma legendaa cada imagem contendo as seguintes informações: as posições das direçõesnorte, sul, leste e oeste; a identificação das instituições de origem da imagem(LUME/INPE e UFCG para indicar Observatório de São João do Cariri); aidentificação da emissão registrada (neste caso OH ou O5); o dia, mês e anode obtenção da imagem e a hora local no observatório.272

A.2 O Banco de Vídeos de AirglowCriado o banco de dados de imagens, implementado o contraste automático,estabelecida a ordem cronológica dos dados e definida a legenda, o próximopasso foi a geração de vídeos para cada noite de observação do imageador.Historicamente as imagens originais de airglow no formato TIFF são lidas evisualizadas a partir de um software específico desenvolvido em linguagem IDL(do inglês Interactive Data Language). Tal software requer, além da instalaçãodo programa IDL, uma configuração e operação, cuja dificuldade excede o quese deseja para uma leitura rápida e amigável das imagens.Como solução para este problema se objetivou gerar vídeos a partir dasimagens TIFF que obedecessem aos seguintes critérios:a) Mantivessem a mesma qualidade original;b) Apresentassem uma ótima resolução;c) Permitissem um menor volume de armazenamento;d) Permitissem uma fácil manipulação (através do uso dos comandos depausa, parada, reprodução e alteração da velocidade de reprodução);e) Permitissem a disponibilização em apresentações e na Internet;f) E, principalmente, que fossem gerados pelo IDL de maneira prática,automática e rápida.De acordo com os critérios acima listados três formatos de vídeo foramavaliados o MPEG, o GIF e o AVI. O formato de video MPEG (Moving PictureExperts Group) foi desenvolvido em 1988 pela Organização Internacional paraPadronização (International Standardization Organization - ISO) com o objetivode estabelecer uma referência de tecnologia digital aos diferentes padrões queproliferavam na década de 80. Bastante usado em tecnologias de TV de altadefinição o formato MPEG, no entanto, é desaconsselhável para aplicações273

científicas, pois é de difícil geração a partir de linguagens de programaçãocientífica, tais como o IDL. Por esta razão o formato MPEG foi descartado.O formato GIF (Graphics Interchange Format) é um formato de imagem demapa de bits muito usado na Internet, tanto para imagens fixas, quanto paraanimações. Este formato foi introduzido em 1987 pela CompuServe, um dosprimeiros serviços on-line a disponibilizar conexão à Internet em nívelinternacional, e também responsável pela popularização de troca de figuras.Embora seja amplamente utilizado devido ao seu tamanho compacto, o formatoGIF possui uma paleta limitada de cores (256 no máximo), impedindo o seuuso prático na compactação de imagens de alta qualidade. Além disso, os GIFsanimados não permitem um controle na exibição do vídeo, tal como o recursode pausa, parada e retrocesso. Por estas razões, o uso de GIF como formatopara a visualização das imagens de airglow também foi descartado.Já o formato AVI (Audio Video Interleave) trata-se de um formato encapsuladorde áudio e vídeo criado pela Microsoft para rodar em micro computadorespessoais. É um dos formatos mais populares do mundo, sendo reconhecidopela maioria das versões do Windows e por todos os leitores de DVD que sãocompatíveis com o sistema de CoDec (acrônimo de codificador/decodificadorde sinais) DivX, criado pela DivXNetworks. Tais características fizeram do AVIo formato mais utilizado em soluções científicas. Neste formato é possível seobter grande compactação mantendo-se uma boa resolução.Além disso, o formato AVI pode ser executado por inúmeros programastocadores de mídia (media players), e muitos deles gratuitos encontrados naInternet. O formato AVI também permite controle na execução do vídeo, alémdos vídeos serem gerados facilmente a partir da linguagem de programaçãocientífica do IDL. Por estas razões o formato AVI foi escolhido para aconversão das imagens originais de airglow num formato de vídeo amigável.274

Além da escolha do formato, também foi avaliado o tamanho das imagensindividuais do vídeo final. Foi observado que a redução das imagens individuaispara tamanhos menores que 512 x 512 pixels comprometia consideravelmentea qualidade das imagens. Por esta razão o tamanho original de 512 x 512pixels foi mantido.Também foi obtida uma excelente taxa de compactação dos arquivos originaisem formato TIFF com relação aos vídeos gerados em formato AVI. Umexemplo desta compactação é descrito a seguir: na noite de 1º de maio de2005 foram obtidas 134 imagens TIFF na emissão do OH e 45 imagens naemissão do OI5577. Amostras destas imagens originais e com contraste sãoapresentadas nas Figuras A.1a e A.1b. As imagens originais do OH e doOI5577 totalizaram para esta noite um volume de 70,8 e 23,8 MB, enquanto osvídeos em AVI apresentaram um tamanho de 2,9 e 1,4 MB, respectivamente.Isto significa uma compactação da ordem de 24 e 17 vezes, respectivamente,mantendo-se a qualidade original. A Tabela A.1 apresenta um resumo dobanco de dados de imagem de airglow do imageador de São João do Carir,PB.Tabela A.1 – Banco de dados de imagem de airglow do imageador de SãoJoão do Cariri, PB no formato original TIFF e no formato de vídeoAVI.Número de Número de Volume de Número de Volume deAno Noites Imagens (TIFF) Imagens (GB) Vídeos (AVI) Vídeos (GB)2000 46 16.690 8,8 186 0,42001 99 37.686 18,8 392 0,92002 86 34.678 18,2 344 0,82003 130 48.602 25,5 568 1,42004 120 46.454 24,4 520 1,42005 125 49.158 25,8 437 1,2Total 606 233.268 121,5 2.447 6,0275

Observa-se que as 606 noites de observaão do imageador entre setembro de2000 e dezembro de 2005 produziram um total de 233.268 imagens, queocupam no formato original TIFF um volume de 121,5 GB. A partir destasimagens foram gerados 2.447 vídeos com contraste automático, queapresentam um volume de apenas 6 GB, ou seja, cerca de 20 vezes maiscompacto que os dados originais.276

B. A TÉCNICA DE RECUPERAÇÃO DA TEMPERATURA CINÉTICA APARTIR DA RADIÂNCIA DO CO 2B.1 A Geometria de Visada de LimboAs técnicas para recuperar perfis de temperatura a partir de medidas de limbode perfis de emissão de bandas espectrais do CO 2 foram desenvolvidas hámais de 30 anos (GILLE e HOUSE, 1971). Nestas técnicas uma primeiraaproximação é a de que o CO 2 está bem misturado na média atmosfera e suarazão de mistura volumétrica é conhecida. Outra aproximação para osprimeiros experimentos na década de 70 era a de que as transições do CO 2estavam em equilíbrio termodinâmico local. Estas aproximações foramsuficientes para os primeiros sensores, cuja sensibilidade não permitia medidasde radiância numa geometria de limbo acima de 70 km de altitude. A geometriade visada de limbo é mostrada na Figura B.1. Um radiômetro a bordo de umsatélite mede a radiância emitida pela atmosfera ao longo do caminho de umraio de luz.zCAMINHO DO RAIO z = hPONTO TANGENTEzh ALTURATANGENTEDIREÇÃODO SATÉLITExRFigura B.1 – A geometria da visada de limbo.Fonte: Adaptada de Gille e House (1971).277

Este caminho de raio pode ser identificado pela altura tangente, definida comoa menor distância entre um ponto tangente ao caminho e a superfície da Terra.Desta forma, a atmosfera pode ser sondada através de uma varredura emaltitudes tangentes na direção do limbo da Terra. Matematicamente a radiânciaatmosférica I medida pelo sensor na altura tangente h é dada por:Ii( h) B ( z) W ( h z)∫ ∞=0, dzii(B.1)onde o subscrito i denota o intervalo espectral, B é a função de Planck para ocorpo negro , z é a coordenada vertical, e ( h, z)é a função de ponderaçãoque indica quanto de altura z contribui com a radiância ao longo do caminho doraio que passa por h . A Figura B.2 mostra as funções de ponderação para umlargo intervalo espectral (585 – 705 cm -1 ) que compreende a maior parte daabsorção de CO 2 na banda de 15 μm, para um instrumento com um campo devisão infinitesimal.W iBanda do CO 2585 – 705 cm -1ALTITUDE (KM)FUNÇÃO DE PONDERAÇÃO (km-1)Figura B.2 – Funções de ponderação ( h z)W , da visada de limbo calculadaspara banda espectral de 585 – 705 cm -1 , correspondente a maiorparte da banda de 15 μm de CO 2 .Fonte: Adaptada de Gille e House (1971).278

Observa-se que para altitudes tangentes acima de ~25 km, a maior parte dacontribuição origina-se de uma região de ~3km de espessura na alturatangente. Abaixo de 25 km as funções de ponderação começam a exibir umaforma mais espalhada, característica de funções de ponderação de visada denadir (WARK 1970). Isto ocorre, embora ainda exista um pico no pontotangente devido a uma menor absorção nesta região do que nas laterais dabanda. Esta característica provê uma forma de obter informação de regiõesmais profundas da atmosfera.A espessura das funções de ponderação também fornece uma indicação daresolução vertical teórica que pode ser atingida. Um instrumento real tem umcampo de visão finito, e suas funções de ponderação, resultantes deconvoluções das funções mostradas na Figura B.2, seria portanto, mais largas.As vantagens da sondagem da atmosfera através de uma visada de limbo são:− Medidas com alta resolução vertical, já que por razões geométricas atécnica exclui sinais provenientes de pontos tangentes abaixo do pontoobservado;− As medidas são feitas contra um fundo negro e constante. Para h > 0 ébastante plausível considerar que toda a radiação medida e as variaçõesno sinal originam-se na atmosfera;− Não há ambigüidade nas medidas resultantes de camadas atmosféricassuperpostas, que apresentem características distintas, o quefreqüentemente ocorre com as medidas realizadas por instrumentos devisada de nadir;− Grande opacidade, pois observa-se mais de 60 vezes o conteúdoatmosférico emitido ao longo de um caminho horizontal do que emitidoao longo de um caminho vertical ao ponto tangente. E este fator é aindamaior para maiores alturas tangentes;279

− Grande cobertura em superfície, pois a direção de visada do satélitepode ser alterada em qualquer direção azimutal, relativa ao movimentodo satélite, de acordo com a região terrestre de interesse. Um satélitenuma órbita de 1.000 km de altitude, por exemplo, observaria uma áreade 3.300 km a direita ou a esquerda de sua órbita.As desvantagens da sondagem da atmosfera através da visada de limbo são:− Uma nuvem ao longo do caminho do raio atuará como um corpo deopacidade infinita, e pode causar uma considerável alteração naradiação emergente. Isto explica a grande variabilidade nos perfis detemperatura observados na tropopausa da região equatorial de S. J. doCariri que será discutida na Seção 6.1− A bem definida função de ponderação vertical está associada a umaregião horizontal que pode se estender por 200 km ou mais ao longo docaminho do raio. Este aspecto pode levar a problemas de interpretaçãode resultados se grandes mudanças no estado da atmosfera ocorreremdentro desta distância. Entretanto, os estudos experimentais sugeremque as principais mudanças na temperatura mesosférica e estratosféricaocorrem numa grande escala horizontal, exceto em situações deaquecimentos súbitos (sudden warming), principalmente na estratosferadas regiões polares (GILLE e HOUSE, 1971).Exemplos de perfis de radiância de limbo calculados com relação a altura doponto tangente em latitudes médias durante o inverno são mostrados na FiguraB.3. O canal espectral largo (W do inglês wide) se refere ao intervalo de 585 a705 cm -1 . O canal espectral estreito (N do inglês narrow) compreende ointervalo de 630 a 685 cm -1 , o centro da banda de 15 μm do CO 2 , de intensaabsorção.280

ALTURA TANGENTE (km)DiferençaLargo - EstreitoCanalLargo (W)CanalEstreito (N)ARADIÂNCIA (watts m -2 sr -1 )Figura B.3 – Radiância de limbo como uma função da altura tangente para oscanais espectrais largo (585 – 705 cm -1 ) e estreito (630 – 685 cm -1 )na banda de 15 μm de CO 2 .Fonte: Adaptada de Gille e House (1971).Estes sinais são bastante similares aos sinais de maiores altitudes, onde háapenas a contribuição das fortes linhas espectrais, próximo ao centro dasbandas. Abaixo de 30 km, o sinal W é muito maior por que linhas mais fracasnas laterais da banda contribuem com energia da baixa atmosfera. A linhatracejada apresenta a diferença entre os sinais W e N, ou a contribuição dasregiões de 585 a 630 cm -1 e 685 a 705 cm -1 . As inclinações abruptas nascurvas ocorrem em situações nas quais o caminho do raio através daatmosfera é moderadamente transparente, e uma considerável porção do sinalé proveniente do ponto tangente. A Figura B.3 demonstra que a região W – Nfornece melhor informação em baixos níveis da estratosfera e altos níveis datroposfera.Desta forma, Gille e House (1971) apresentaram uma metodologia de comoobter uma solução única de temperatura como uma função da pressão.Alternativamente, também pode-se obter a temperatura como uma função daaltitude relativa, a partir de medidas de radiância em dois canais com diferentes281

características espectrais, exigindo-se simplesmente que a solução obedeça aequação hidrostática.B.2 O Problema da Inversão da Radiância de LimboA partir da geometria apresentada na Figura B.1, e notando que atrás do limboda Terra é o espaço que para o presente estudo considera-se como sendo frio,a equação de transferência radiativa para uma atmosfera não dispersiva, emequilíbrio termodinâmico local pode ser escrita como:Ii( h) B [ T ]( h,z)∫ ∞ dτi=idx−∞dx(B.2)Onde em adição aos símbolos definidos acima, T é a temperatura, x é acoordenada de distância ao longo do caminho, com a origem no ponto tangentee positivo na direção do satélite (localizado em + ∞), e ( h z)τ representa atransmissão média no intervalo espectral ao longo do caminho com pontotangente h a partir do ponto x para o satélite (GILLE e HOUSE 1971).i,O problema de inversão é determinar B , e portanto T , a partir de medidas deI , assumindo que dτ dx é conhecido. Outra exigência é de que a contribuiçãodas espécies emissoras seja conhecida, o que, na prática significa, que aradiação emitida pelo CO 2 , um gás uniformemente misturado, seja medida(GILLE e HOUSE 1971).No problema de limbo,dτ dx também é afetado crucialmente pela estruturaatmosférica. Desta forma, o ideal seria que ( h z)τ fosse obtido através demedidas sob condições atmosféricas. Entretanto, devido ao fato de largasbandas espectrais serem varridas pelas sondagens de limbo, sabe-se quemodelos de bandas espectrais são razoavelmente acurados e suficientes parao seguinte argumento heurístico (GILLE e HOUSE 1971). Em geral o total dei,282

adiação absorvida ao longo do caminho entre o ponto x e o satélite, é dadopor:a( h x) c ( x')∫ ∞, = ρ dx'(B.3)xE depende a distribuição de pressão e de temperatura ao longo do caminho.Na Equação B.3, c é a razão de mistura, assumida constante e ρ é adensidade atmosférica. Pode-se então escrever que:( h , x) τ ( h,a,p)τ = (B.4)Na qual a é uma temperatura ponderada do total absorvedor e p é umapressão média ponderada pela temperatura e massa. Seguindo Rodgers eWalshaw (1966), pode-se definir que:aa= c∫∞xp = cΦ∫∞x[ T ( x')] ρ ( x')Ψdx'[ T ( x')] p ( x') ρ ( x')dx'(B.5)Incorporando as Equações B.4 e B.5 em B.2, e convertendo para uma integralvertical obtém-se:I( h) B[ T ( z)] cρ( z) Φ( z)( h,a,p) ⎤ ⎡∂τ( h,a,p)dx ⎪⎧ ⎡ ⎡∂= ∫ ∞ τ⎨ ⎢−hdz⎢a⎥ − ⎢za⎪⎩ ⎢⎣⎣ ∂ ⎦ a ⎣ ∂Ψ( z) p( z) − Φ( z) p( z)⎡⎡∂τ( h,a,p) ⎤ ⎡∂τ( h,a,p)⎤−× ⎢−a( z)⎢⎥⎢⎣p⎥ ⎢⎣ ∂ ⎦ ∂ pa ⎣ ⎦p⎤ ⎤⎥ ⎥⎦ p ⎥⎦⎤⎪⎫⎥⎬dz⎥⎦⎪⎭(B. 6)Onde os subscritosaep se referem as posições no caminho à elevaçãozanterior e posterior ao ponto tangente, desde quex é uma função dedx dz é um fator geométrico associado com a conversão da integral horizontalze283

em integral vertical. Por conveniência denotando a expressão entre chaves porL ( h, z), obtém-se:Idxdz( h) = B[ T ( z)] cρ( z) L ( h,z)dz∫ ∞hzAssumindo então que a atmosfera está em equilíbrio hidrostático e obedece alei dos gases ideais, com constante de gases R , a densidade em z é:−1⎡ z g dz'( ) [ ( )]( ) ⎥ ⎤ρ z = p0RT z exp⎢− ∫(B.7)z0 ⎣ RT z'⎦Onde = em z = z . Inserindo a Equação B.7 em B.6, obtém-se:p p 00∞ dxz−1−1−1−1I( h − z0) = p0cRB[ T ( z)] L ( h,z) exp⎡gR T ( z') dz'⎤∫×T ( z) dzh−z0dz⎢⎣ ∫(B.8)z0⎥⎦zAo escrever a Equação B.8 usa-se o fato de quez 0é a única altitude fixa queaparece, e outras altitudes podem ser medidas com relação az 0. Dado umperfil de radiância, como o mostrado na Figura B.3, pode-se tomar um pontoparticular sobre a curva, tal como o ponto A, e designá-lo dez 0. Outrasaltitudes tangentes são então medidas com relação az 0, que aparece apenascomo um nível de referência cujo valor absoluto não é exigido. No problema deinversão tem-se medidas de( h )I − e se deseja determinar I z − .z 0( )z 0Claramente,p 0será uma quantidade crucial neste procedimento. Desta formao problema de inversão pode ser separado em duas partes: primeiro, dado p 0e medidas de h − ), como se obtém T ( z − ) ? E também, como podeser determinado?I( z0z 0p 0284

Como a temperatura é o principal parâmetro utilizado neste trabalho, adeterminação do perfil de temperatura será descrita a seguir. Detalhes dadeterminação de p 0podem ser encontrados em Gille e House (1971).B.3 Determinação do Perfil de TemperaturaConsideremos agora a situação na qual a radiância é medida como umafunção da distância a partir da elevaçãoz 0que não é conhecida, mas onde seconhece a pressãop 0. A natureza complexa da dependência da temperaturano lado direito da Equação B.8 sugere um esquema iterativo para a solução doproblema. A forma estreita das funções de ponderação indica que a técnica deChahine (1968, 1970) de usar uma medida para corrigir o valor a um dado níveldeve ser particularmente aplicável, e, de fato, a radiância medida na alturatangente h − z 0pode ser usada para corrigir a temperatura neste altitude.*Por conveniência, deve-se escrever a altitude relativa a como h = h − z . Oz0j j 0subscritoj denota uma altura tangente particular, já que geralmente aradiância é uma medida amostrada, ao invés de ser medida continuamente.Assim, os passos na solução do problema são:1. Um perfil de temperatura inicial T 0 ( h * ) é assumido. (o sobrescrito 0indica a ordem de iteração);*2. O perfil de temperatura ( h )T n na n-ésima iteração é usado com p0ecom a equação hidrostática para distribuir a massa atmosférica emaltitude. Este procedimento é importante, pois controla a quantidade de*material a ( h , x)num caminho em particular;285

3. A radiância emitida n *( h )I é então calculada a partir de uma dasjEquações B.2, B.6 ou B.8, que são equivalentes. Geralmente a EquaçãoB.2 é usada;4. A radiância emitida calculada n *( h )I*( h )0 jI é comparada ao valor observado,j. Se um critério de convergência é satisfeito, o perfil detemperatura é aceito como solução. Um critério típico de convergência éque a diferença rms (root mean square) entre as radiâncias calculada emedida num perfil, seja menor do que o ruído das medidasradiométricas;5. Se o critério de convergência não é satisfeito as diferenças entre asradiâncias calculada e medida são usadas para ajustar o perfil detemperatura a uma equação de relaxação.A expressão de relaxação pode ser derivada diretamente do esquema de“instante de inversão” usado por House e Ohring (1969). A forma similar àfunção delta exibida pela função de ponderação sugere que a Equação B.8pode ser reescrita como:*Onde ( )h jI** *( h ) B( h ) ε ( h )j= (B.9)jε é a emissividade efetiva do caminho atmosférico. Fisicamente, aEquação B.9 equivale a colocar toda a opacidade próximo ao ponto tangente,ou ter toda a radiação originada deste ponto. Desprezando a dependência da*temperatura de ε ( )h j, a diferenciação logarítmica resulta em:jdII*( hj) 1**( h ) B( h )j*( )∂B hc υ*( h )j2= dT = dT* 2 j(B.10)j∂TT ( hj)286

Na qualc2é a segunda constante de radiação,υ é a freqüência média, enota-se que a energia de transição radiativa é muito maior que a energiatérmica das moléculas. A equação de relaxação é então dada por:T2n+1 * n *( hj) = T ( hj) +Tnc* 2 * n *( h ) ⎡ ( ) ( ) ⎤jI0hj− I hj⎢* n *⎥υ I ( h ) + I ( h ) ⎥2⎢⎣0jj⎦(B.11)A Equação B.11 permite que o (n+1)-ésimo perfil de temperatura seja calculadoa partir das diferenças entre as radiâncias medida e calculada na n-ésimaiteração. O novo perfil é então usado no passo 2, e o processo se repete atéque o critério de convergência seja atingido. Quando os resultados sãoinferidos a cada 2 ou 3 km, as temperaturas intermediárias são linearmenteinterpoladas e usadas para calcular osnI .Esta técnica desenvolvida por Gille e House (1971) foi aplicada para radiânciasideais (sem ruído e com campo de visão vertical infinitesimal) calculadas parauma sondagem real no inverno em latitudes médias no canal 585 – 705 cm -1 .Os dados de partida foram a atmosfera padrão, com níveis espaçados de 1 km,e a iteração foi continuada até a diferença rms entre a radiância observada ecalculada fosse menor que 0,01 Wm -2 sr -1 (o que foi tomado pelos autores comouma indicação grosseira do ruído esperado num instrumento real).Os resultados são mostrados na Figura B.4 na qual a linha sólida é o perfil reale os pontos indicam a solução da inversão. Gille e House (1971) tambémverificaram que partindo-se de dados iniciais de uma atmosfera isotérmica a200 ou 300 K a temperatura em qualquer nível não seria alterada por valoresmaiores que um centésimo de grau. Além disso, observa-se na Figura B.4 quea forma geral da curva, assim como as estruturas de menor escala sãoreproduzidas com grande fidelidade287

INVERNO EM LATITUDES MÉDIASDADOS SEM RUÍDOTEMPERATURA INICIALCAMPO DE VISÃO DE 2 KMRESOLUÇÃO INFINITAALTURA TANGENTE (km)TEMPERATURA (watts m -2 sr -1 )Figura B.4 – Solução obtida pela inversão de dados sem ruído com resoluçãovertical infinita (linha pontihada) e com um campo de visão de 2 km(linha tracejada) comparada com uma sondagem real da atmosferano inverno em latitudes médias (linha sólida).Fonte: Adaptada de Gille e House (1971).O erro de temperatura rms entre a sondagem inicial e a inversão entre 15 e 60km foi de 0,9 K, atingido após oito iterações. A continuação da iteração conduza uma contínua redução na diferença rms entre as radiâncias, melhorando aprecisão da temperatura. Assim, sep 0é conhecido, por exemplo, por médiasclimatológicas, a estrutura térmica pode ser inferida. Por fim, para se obter asaltitudes do perfil de temperatura basta apenas ter a altitude de um nível depressão, a partir de qualquer fonte de dados.B.4 A Recuperação de Temperatura Cinética pelo SABERNo caso das emissões do CO 2 medidas pelo satélite TIMED/SABER, os perfisde radiância originais são analisados com o objetivo de produzir perfis detemperatura cinética com uma resolução vertical de 2 km.A temperatura cinética é recuperada usando medidas de radiância do SABERem dois canais espectrais do CO 2 em 15 μm, um canal passa-banda estreito288

(650 – 695 cm -1 ) e um canal passa-banda largo (580 – 760 cm -1 ) (MERTENS etal. 2001).Os dois canais são usados para registrar a pressão com a altitude naestratosfera e inferir a temperatura cinética assumindo condições de equilibrotermodinâmico local (ou LTE do inglês local thermodynamic equilibrium). Esteprocedimento é similar a técnica de Gille e House (1971).Acima de 50 km, porém, assume-se que a condição de LTE não é satisfeitapara as bandas de CO 2 em 15 μm (MERTENS et al. 2001). Desta forma, umalgoritmo de recuperação em condições de não-LTE é empregado para inferir atemperatura cinética na mesosfera e baixa termosfera usando a medida deradiância do canal espectral estreito de CO 2 .Assim como idealizado por Gille e House, (1971) o algoritmo usado peloSABER e descrito por Mertens et al. (2001) é composto por duas partesprincipais: um modelo de cálculo de radiância e um modelo de inversão. Omodelo de cálculo de radiância por sua vez é composto de duas partes: ummodelo de temperatura vibracional e um modelo de radiância de limbo. Aradiância de limbo é calculada usando o algoritmo denominado BANDPAKdesenvolvido por Marshall et al. (1994) e expandido para aplicações sobcondições de não-LTE (EDWARDS et al. 1993; MLYNCZAK et al. 1994).Existem dezessete bandas em 15 μm que contribuem com a radiância de limbono canal espectral de passa-banda estreito do CO 2 . As temperaturasvibracionais são então calculadas a partir de um modelo operacional formuladopor López-Puertas et al. (1998) que usa o BANDPAK para os cálculos detransferência radiativa.Inúmeras técnicas são usadas no modelo de inversão do algoritmo derecuperação da temperatura. Existem dois laços primários de relaxação. Nolaço interior um perfil de temperatura cinética é recuperado usando a289

aproximação de “casca de cebola”, enquanto a pressão e as temperaturasvibracionais são fixas. A aproximação de “casca de cebola” é caracterizada porprimeiro medir a radiância da camada atmosférica mais exterior para só então,ir medindo as próximas camadas mais internas. A temperatura cinética érecuperada em cada altura tangente pelo ajuste da temperatura cinética localaté que a radiância modelada atinja a radiação medida dentro do critério deconvergência. A temperatura é ajustada usando uma iteração Newtoniana e umalgoritmo de estimação ótima (RODGERS, 1976). O critério de convergênciado laço interno é uma exigência de que a radiância modelada atinja a radiânciamedida dentro de uma fração de erro de solução (desvio padrão) especificadapelo usuário.A aproximação de “casca de cebola” é um fator crítico na recuperação de perfisna mesosfera a partir de bandas espectrais do CO 2 em 15 μm. Isto ocorredevido ao fato da radiância de limbo para altitudes tangentes mesosféricas serdominada pela emissão proveniente de camadas de altitudes superiores(WINTERSTEINER et al. 1992). A técnica de “casca de cebola” assegura queas emissões modeladas coincidam com a radiância medida de camadassuperiores, ainda que a combinação temperatura-pressão recuperada possaser incorreta nos passos intermediários dos processos de relaxação. Para umcaminho de limbo em particular, o efeito é sensivelmente maior para atemperatura cinética local no ponto tangente procurado (MERTENS et al.,2001).Operacionalmente, o perfil de temperatura a priori para uma medida emparticular será o perfil de temperatura recuperado a partir de medidas prévias.Entretanto, a variância do erro a priori é especificada de forma que a variânciado erro da solução seja dominada pelo erro na medida (o ruído) no intervalo dealtitudes onde a relação sinal-ruído é 10 ou mais. De fato, a ponderação de umdado a priori é pequena sobre a região de altitude onde se pode esperar umarecuperação acurada e precisa a partir da medida direta, e grande o suficientefora desta região de altitudes para assegurar uma solução estável.290

No laço externo, o perfil de pressão é reconstruído a partir da fronteira inferiorusando o perfil de temperatura cinética recuperado pela técnica da “casca decebola” e pela lei barométrica da pressão. As temperaturas vibracionais sãoatualizadas usando o modelo de CO 2 em 15 μm com a temperatura cinéticapreviamente recuperada e os perfis de pressão como entrada.O laço interno de recuperação de perfis pela técnica da “casca de cebola” érepetido até que todo o perfil de temperatura cinética inferido relaxe dentro docritério de convergência. Isto ocorre devido a exigência de que as diferençasentre o perfil de temperatura recuperado, entre duas sucessivas recuperaçõesda interação, seja menor do que uma fração de erro na solução especificadapelo usuário, a uma altitude também especificada pelo usuário. Esta altitude éescolhida de forma que a relação sinal – ruído seja 10 (tipicamente, de 110 a115 km).O topo da atmosfera é tomado nominalmente como sendo 140 km. Estaescolha elimina os efeitos de fronteira superior nas temperaturas obtidas emaltitudes onde se pode esperar dados recuperados de qualidade.O algoritmo de recuperação não-LTE tipicamente não exige mais do que cincoiterações num ou noutro laço (interior ou exterior) do esquema de relaxação. Oalgoritmo pode recuperar a temperatura cinética de 51 altitudes em 20segundos num micro computador doméstico com um processador de 500 MHz,por exemplo.A Figura B.5 mostra um perfil recuperado numa simulação feita numa grade de2 km, que é o campo de visão efetivo do SABER. O perfil de temperatura realmostrado na Figura B.5 foi obtido através de medidas de radar de laser durantea campanha ALOHA-93 e mostra duas camadas de inversão de temperaturamesosféricas (Dao et al., 1995).291

Perfis de Temperatura durante a ALOHA-93Altitude do Ponto Tangente (km)Temperetura (K)Figura B.5 - Perfis de temperatura obtidos durante a campanha ALOHA-93 apartir de dados de radar de laser (em vermelho), dos algoritmosque opera com modelos de não-LTE do SABER (em azul) e domodelo MSIS-90 (em preto) exibindo duas camadas de inversão.Fonte: Adaptado de Mertens et al. (2001).Nesta simulação, o perfil usado para inicializar o algoritmo do SABER foi umperfil do modelo MSIS-90 também mostrado na Figura B.5. Para o caso dacampanha ALOHA-93 o perfil de temperatura foi recuperado dentro de umaacurácia de 3 K abaixo de 105 km, exceto para 88 e 96 km, que foi de ~5 K, epara 80 e 100 km que foi de ~4 K. Nota-se também que o perfil de inicializaçãodo MSIS-90 não apresenta as estruturas de pequena escala do perfil do radarde laser, chegando inclusive a diferir em mais de 35 K em algumas altitudes.Estas observações de Dao et al. (1995) fundamentaram a proposta de Dewane Picard (1998, 2001) para a existência de uma estrutura de ducto capaz desuportar uma frente mesosférica. Por esta razão, o satélite TIMED/SABER seapresenta como um importante instrumento no estudo da dinâmica das frentesmesosféricas.292

C. O BANCO DE DADOS DO SATÉLITE TIMED/SABERC.1 O Software TIMED/SABER Data Base AnalysisSabendo-se que o satélite TIMED/SABER dispunha de dados de temperatura ede taxa de emissão volumétrica do OH, cuja precisão era adequada ao estudodas frentes mesosféricas o passo seguinte foi responder as seguintesquestões:− Existem dados de satélite disponíveis sobre a região de São JoãoCariri? Em caso afirmativo em que período?− Que área melhor representaria a estrutura térmica sobre o Cariri?− E qual seria a densidade espacial destes dados e a distribuição dehorários de sondagens na área escolhida?Para responder a estas questões e, conseqüentemente, para tornaroperacional o acesso aos parâmetros de perfis verticais individuais, foidesenvolvido um banco de dados do satélite TIMED/SABER e um softwarecapaz de manipular todas as sondagens em escala global, obtidas desdejaneiro de 2002. Este software foi desenvolvido a partir da experiência que ogrupo LUME obteve no ano de 2004 em trabalhar com dados de satélite(WRASSE et al., 2006; 2007b). A experiência do LUME consistiu damanipulação de dados de rádio ocultação de GPS do satélite CHAMP e foifundamental na configuração do banco de dados do satélite TIMED/SABER.O software de gerenciamento do banco de dados e de análise dos parâmetrosmedidos pelo satélite TIMED/SABER foi desenvolvido de forma que permitissea visualização rápida e eficiente das sondagens nas projeções geográficas devisão global, do pólo norte, do pólo sul, ou de qualquer intervalo de latitudes elongitudes desejado. A Figura C.1 apresenta a janela principal do softwareTIMED Data Base Analysis que gerencia o banco de dados do SABER.293

Figura C.1 - Interface gráfica do software Data Base Analysis que gerencia obanco de dados do SABER.As sondagens do TIMED/SABER são realizadas dentro dos intervalos de ±180ºde longitude e ±83º de latitude. No decorrer do ano o instrumento SABER sofremanobras na sua orientação de modo que o seu campo de visada pode estardirecionado para o hemisfério norte ou para o hemisfério sul. A Figura C.2mostra a cobertura latitudinal do campo de visada do SABER ao longo do anode 2005. As linhas pontilhadas indicam as manobras de rotação do instrumentoSABER que alteram o ângulo de visada na Terra, e suas respectivas datas. Seo ângulo beta 1 é negativo, o SABER opera sob um campo de visada para onorte, realizando sondagens entre 83ºN e 52ºS. Caso contrário, se o ângulo1 O ângulo beta é o ângulo entre o vetor satélite-Sol e o plano orbital do satélite.294

eta é positivo, o SABER opera sob um campo de visada para o sul realizandosondagens entre 52ºN e 83ºS.Cobertura Latitudinal do Satélite TIMED/SABER em 20059083N6052NÂngulo BetaNegativoLatitude300-3014 de janeiro (014)19 de março (077)21 de maio (141)15 de julho (196)18 de setembro (261)21 de novembro (325)52S-6083S-90Jan Fev Mar Abr Mai Jun Jul Ago Set Out Nov DezFigura C.2 – Cobertura latitudinal das sondagens do satélite TIMED/SABER em2005.Fonte: Adaptado de TIMED Web Site (2005).O módulo de gerenciamento do banco de dados foi elaborado de forma apermitir que bases de dados de outros instrumentos embarcados em satélites,tais como o TIDI (TIMED Doppler Interferometer), ou o GUVI (Global UltravioletImager), por exemplo, pudessem ser acrescentados para utilizarem mesmainterface gráfica usada no caso do SABER.O satélite TIMED/SABER dispõe de dados de sondagens do produto nível 2Ana versão 1.06 a partir de 25 de janeiro de 2002. Desta forma o softwarepermite a busca por sondagens a partir desta data, entre 00:00 e 24:00 (UT),podendo produzir mapas de sondagens com periodicidade diária, mensal e/ousazonal dentro de qualquer intervalo de datas desejado.295

Para agilizar a seleção de locais a serem mapeados, alguns intervalos delatitudes e longitudes foram pré-estabelecidos e podem ser rapidamenteacessados clicando em botões na janela principal. Estes locais constituemalguns atuais objetivos de pesquisa, e em futuras pesquisas, novos locaispodem ser facilmente acrescentados. Os locais atualmente pré-estabelecidossão:− Cariri 20 (área de 20º x 20º centrada em São João do Cariri, PB);− Cariri 10 (área de 10º x 10º centrada em São João do Cariri, PB);− C. Paulista (área de 20º x 20º centrada em Cachoeira Paulista, SP);− Antarctica (área de 20º x 20º centrada na Estação BrasileiraComandante Ferraz, Antártica);− Brasil (área de 50º x 50º centrada no Brasil);− S. America (área de 80º x 90º centrada na América do Sul);− World (área de 360º x 180º centrada no Oceano Atlântico).A Figura C.3 apresenta exemplos de mapas de densidade de sondagens(pontos brancos) realizadas pelo satélite TIMED/SABER no ano de 2005 sobretodo o planeta, sobre a América do Sul e sobre o Brasil.Sondagens de Limbo do Satélite TIMED/SABER01/01/2005 – 31/12/2005492.418 eventos66.175 eventos22.168 eventosa) Mapa Globalb) Mapa da América do Sulc) Mapa do BrasilFigura C.3 – Mapas de densidade de sondagens (pontos brancos) a) global eb) na América do Sul e c) no Brasil realizadas pelo satéliteTIMED/SABER em 2005.296

Também é possível se escolher as informações referentes aos pontos desondagem marcando as quadrículas ao lado das variáveis no canto inferioresquerdo da janela principal (ver Figura C.1). Cada ponto de sondagem contêminformação do número da sondagem, da hora em tempo universal, dascondições de iluminação solar (dia, noite ou crepúsculo), da data (dia, mês eano), do número da órbita e do modo de deslocamento da órbita (ascendenteou descendente). Além disso, pode-se traçar sobre os mapas de sondagem ocampo de cobertura do imageador all sky em 90 e 275 km de altitude tantopara São João do Cariri, quanto para Cachoeira Paulista. A representação daslinhas de campo geomagnético também pode ser traçada sobre o mapageográfico. O software também permite a gravação em arquivos .sav (formatolido pelo IDL) de qualquer parâmetro medido pelo TIMED/SABER, no intervalode data, horário e coordenadas desejados.C.2 O Módulo de AnáliseNo módulo de análise é possível se calcular perfis de temperatura médiosdiários e mapas médios a qualquer altitude e de qualquer parâmetro medidopelo satélite TIMED/SABER numa dada área de interesse. Também foidesenvolvido um algoritmo capaz de identificar a temperatura e a altitude dastransições das camadas atmosféricas, segundo a sua classificação quanto atemperatura, as chamadas “pausas”: a tropopausa, a estratopausa e amesopausa.Foi desenvolvido um conjunto de sub-rotinas para busca e identificação decamadas de inversão de temperatura na mesosfera, cujos critérios de busca(altitude, amplitude e espessura das camadas) podem ser alterados pelousuário de acordo com o interesse científico da análise.Também foi desenvolvido um módulo de análise de frentes mesosféricas.Neste módulo os resultados da busca por camadas de inversão de temperaturasão reunidos com os perfis de vento obtidos por radar meteórico para se avaliar297

a condição de propagação das frentes de onda. Caso uma condição de ductoseja encontrada todas as características físicas dentro do ducto podem seranalisadas e confrontadas com os atuais modelos de pororocas mesosféricas.Este módulo também foi estendido de modo a se criar um banco de dados defrentes mesosféricas, de forma que estabelecido este banco de dados, toda aanálise de condições de ducto pode ser feita automaticamente, em todos oscasos catalogados.Por fim o módulo de análise também contêm um pacote de modelagem dascamadas de airglow na emissão do OH, do O 2 e do OI5577 através dos valoresde concentração de oxigênio e de nitrogênio fornecidos pelo modeloatmosférico MSIS-90 e do perfil de taxa de emissão volumétrica do OH em 1,6μm medido pelo SABER. Esta modelagem de airglow é fundamental nacomparação das altitudes das camadas de emissão com relação à observaçãoda estrutura de ducto e os efeitos produzidos pela frente mesosférica nasimagens all sky do airglow.C.3 O Módulo de Visualização GráficaO menu View Graphics na janela principal do software foi desenvolvido parapermitir uma visualização fácil e rápida do mapa de sondagens do satéliteTIMED/SABER e dos gráficos de perfis individuais de quaisquer parâmetrosmedidos. Além disso, é possível através deste menu se gerar mapas dealtitude e temperatura das “pausas”, tropopausa, estratopausa e mesopausa,além mapas de amplitude, espessura e altitude de camadas de inversão detemperatura.O menu View Means permite que o usuário trace mapas médios no intervalo dealtitude desejado para qualquer um dos 15 parâmetros medidos pelo satéliteTIMED/SABER. Opções de suavização e de paletas de cores dos gráficostambém podem ser definidas pelo usuário a partir da seleção das quadrículasNo Smooth, Smoothing, Gridded e Colors na janela principal.298

A Figura C.4 apresenta o menu Variables que consiste de uma janela deseleção de parâmetros (e seu respectivo intervalo de altitudes) medidos peloSABER no produto nível 2A.Figura C.4 - Janela de seleção de variáveis do produto nível 2A do satéliteTIMED/SABER.Finalmente, o menu Settings na janela principal permite a configuração dosdiretórios de acesso ao banco de dados do instrumento e de gravação dosresultados das análises. Permite também a conexão remota ao banco de dadosdo satélite TIMED/SABER na Internet, comparando e baixando os novos dadosdisponíveis na rede para o servidor local.Atualmente o banco de dados local do TIMED/SABER compreende medidasdos 15 parâmetros listados na Figura C.4 entre 25 de janeiro de 2002 e 31 de299

dezembro de 2005, totalizando 20.272 arquivos, um para cada órbita em tornoda Terra, o qual corresponde a cerca de 2 milhões de sondagens que ocupamum volume de aproximadamente 180 GB.C.4 A Disponibilidade de Dados do Satélite TIMED/SABER sobre o CaririEstabelecido o banco de dados o passo seguinte foi saber quantas sondagenso satélite TIMED/SABER efetuava sobre uma área de 20º x 20º centrada emSão João do Cariri, e em quais horários ocorriam estas sondagens. A FiguraC.5a apresenta o histograma do número de sondagens por estação do ano de2005 efetuada pelo TIMED/SABER sobre o Cariri.As estações foram definidas da seguinte forma: os meses de novembro de2004 a fevereiro de 2005 foram considerados como sendo verão; março e abrilrepresentam o outono; maio a agosto compreendem o inverno; e setembro eoutubro representam a primavera. Observa-se na Figura C.5a que o verão e oinverno de 2005 apresentaram mais de 1.200 sondagens, enquanto o outono ea primavera apresentaram entre 500 e 600 sondagens, devido ao númerodistinto de meses que compreende cada estação.Na Figura C.5b observa-se que sobre a mesma região o satéliteTIMED/SABER efetua em média 286 sondagens mensais, com o mês desetembro de 2005 apresentando até 340 sondagens.Com relação a média de sondagens por dia, a Figura C.5c mostra que umamédia de 10 sondagens diárias são obtidas sobre São João do Cariri, e apenaspara quatro dias no ano de 2005 não existem dados disponíveis. Istodemonstra que a escolha de uma área de 20º x 20º em torno de São João doCariri é adequada para, por exemplo, se calcular um perfil de temperaturamédio diário a partir dos perfis das sondagens individuais com uma excelentecontinuidade de dados ao longo do ano.300

Os resultados da estrutura térmica da atmosfera sobre São João do Cariri em2005, calculados a partir dos perfis de temperatura médios diários, sãoapresentados na Seção 5.1.N o de Sondagens por Estação no CaririN o de Sondagens por Mês no CaririSABER 2005Total: 3481SABER 2005 Total: 3437N o de Sondagens por Dia no CaririSABER 2005 Total: 3437Horário das Sondagens no CaririSABER 2005 Total: 3437N o de SondagensN o de SondagensN o de SondagensN o de SondagensN D J F M A M J J A S Oa) b)VerãoOutono Inverno PrimaveraMesesc) d)Dia do anoHora (UT)Figura C.5 – Gráficos do número de sondagens a) por estação do ano b) pormês e c) por dia realizadas pelo satélite TIMED/SABER sobre umaárea de 20º x 20º centrada em São João do Cariri. d) Histogramado horário destas sondagens para o ano de 2005.Outra informação bastante relevante para pesquisas futuras, principalmenteenvolvendo marés atmosféricas, se refere aos horários das sondagens diáriasrealizadas pelo satélite TIMED/SABER sobre São João do Cariri. A Figura C.5dapresenta um histograma dos horários destas sondagens para o ano de 2005.Observa-se um número máximo de 270 a 300 sondagens entre 01:00 e 03:00(UT). Já para o restante do dia se observou uma média de 130 sondagens,301

com exceção das 13:00 e 15:00 (UT) que exibiram menos de 40 sondagens, edas 14:00 (UT) que não exibiu qualquer sondagem.Devido às características da órbita do satélite TIMED/SABER esta distribuiçãode horários de sondagem também é bastante dependente do mês observado.A Figura C.6 mostra dois histogramas de horários de sondagens para osmeses de janeiro e de fevereiro de 2005. Para o mês de janeiro e os demaismeses ímpares (gráficos não mostrados) há uma concentração de sondagensentre 01:00 e 04:00, 10:00 e 12:00 e 16:00 e 18 00 (UT). Já para o mês defevereiro, e os demais meses pares (gráficos também não mostrados), verificaseuma concentração de sondagens entre 04:00 – 09:00 e 19:00 – 01:00 (UT).Horário das Sondagens por Mês no CaririN o de SondagensSABER - Janeiro 2005Total: 291SABER - Fevereiro 2005Total: 250Hora (UT)Hora (UT)Figura C.6 – Histograma do horário das sondagens realizadas pelo satéliteTIMED/SABER para os meses de janeiro e fevereiro de 2005 sobreuma área de 20º x 20º centrada em São João do Cariri, PB.A Figura C.7 apresenta exemplos de mapas de sondagem (pontos brancos) dosatélite TIMED/SABER sobre uma região de 20º x 20º centrada em São Joãodo Cariri (ponto vermelho). Os círculos pontilhados representam a área decobertura do imageador all sky a 90 km de altitude.302

Sondagens de Limbo do TIMED/SABER sobre o Cariri02/05/2005 – 02/05/20056 eventos01/05/2005 – 31/05/2005272 eventosa) Diária b)Mensal01/03/2005 – 30/04/2005 01/01/2005 – 31/12/2005551 eventos3437 eventosc) d)SazonalAnualFigura C.7 – Mapas de densidade de sondagens do satélite TIMED/SABER a)diário, b) mensal, c) sazonal e d) anual para 2005 sobre uma áreade 20º x 20º centrada em São João do Cariri. A seta preta naFigura C.7a indica a sondagem cujos perfis são mostrados naFigura C.8. O círculo pontilhado representa a área de cobertura doimageador na altitude das camadas de emissão mesosféricas.A Figura C.7a apresenta um exemplo de mapa para o dia 2 de maio de 2005exibindo 6 eventos de sondagem. A seta indica uma sondagem em específico,cujos perfis de temperatura, densidade, pressão e taxa de emissão volumétricado OH em 1,6 μm são apresentados na Figura C.8. A Figura C.7b apresentaum exemplo de mapa para o mês de maio de 2005 exibindo 272 eventos desondagem. Na Figura C.7c é apresentado um exemplo de mapa sazonal para o303

outono de 2005 exibindo 551 eventos de sondagem. Já a Figura C.7dapresenta um exemplo de mapa anual para 2005 exibindo 3.437 eventos desondagem.Para avaliar as condições do ambiente atmosférico numa dada noite o softwarepermite, por exemplo, exibir os perfis verticais correspondentes aos 15parâmetros medidos pelo satélite TIMED/SABER. A Figura C.8 apresenta osperfis de pressão, de densidade, de temperatura e de taxa de emissãovolumétrica do OH em 1,6 μm para a sondagem apontada pela seta na FiguraC.7a. Esta sondagem foi realizada na madrugada de 2 de maio de 2005 nomodo descendente da órbita de número 18.399 do satélite TIMED/SABER, às03:39 (UT), ou seja, três horas após a observação da frente mesosféricaregistrada pelo imageador instalado em São João do Cariri e apresentada naFigura 4.2.Observa-se nas Figuras C.8a e C.8b o decréscimo exponencial característicona pressão e na densidade da atmosfera terrestre. Na Figura C.8c observa-sea ocorrência de uma camada de inversão de temperatura mesosférica em tornode 80 km de altura, no perfil de temperatura cinética medido pelo satéliteTIMED/SABER. E na Figura C.8d observa-se o perfil da taxa de emissãovolumétrica da camada de airglow do OH em 1,6 μm estendendo-se de 80 acerca de 95 km de altitude.304

Perfil de PressãoPerfil de DensidadeTIMED/SABER2/5/2005TIMED/SABER2/5/2005Altitude do Ponto Tangente (km)Sondagem: 1/1Evento: 45Latitude: 1,71Longitude: -29,42Hora (UT): 03:39Altitude do Ponto Tangente (km)Sondagem: 1/1Evento: 45Latitude: 1,71Longitude: -29,42Hora (UT): 03:39a)Pressão (mbar)b)Densidade (cm -3 )Perfil de TemperaturaPerfil de OH (1,6 μm) VERTIMED/SABER2/5/2005TIMED/SABER2/5/2005Altitude do Ponto Tangente (km)Sondagem: 1/1Evento: 45Latitude: 1,71Longitude: -29,42Hora (UT): 03:39Altitude do Ponto Tangente (km)Sondagem: 1/1Evento: 45Latitude: 1,71Longitude: -29,42Hora (UT): 03:39c)Temperatura Cinética (K)d)OH (1,6 μm) VER (ergs/cm 3 /s)Figura C.8 – Perfis de a) pressão, b) densidade, c) temperatura cinética e d)taxa de emissão volumétrica do OH (1,6 μm) obtidos em 2/5/2005na sondagem do satélite TIMED/SABER indicada pela seta naFigura C.7a obre São João do Cariri.E assim, o banco de dados do satélite TIMED/SABER foi adequadamenteestabelecido para complementar a análise do ambiente atmosférico sobre SãoJoão do Cariri, junto com os dados de imageador e de radar meteórico.305

306

D. EXCITAÇÕES E FOTOQUÍMICA DO OH (9,4), OI5577 E O 2 (0,1)D.1 Excitações e Fotoquímica do OH (9,4)A aeroluminescência noturna é dominada pelas emissões vibracionaisrotacionaisdo radical da hidroxila ( OH ) dentro de um mesmo estado eletrônicoe tem sido observado desde sua identificação espectroscópica por Meinel(1950). O espectro das bandas de Meinel estende-se de 520 nm a 4 μm, eapresenta uma taxa de emissão total de ~4,5 MR (megaRayleigh).As bandas mais intensas aparecem no infravermelho próximo entre 1,43, OH(2,0) μm e 2,15 μm, OH (9,7), apresentando taxas de emissão da ordem de100 kR. Em particular, o OH (9,4) exibe valores de VER entre 300 e 1000R ese encontra entre 771,6 e 864,2 nm. Neste trabalho será usada a emissão doOH (9,4), cujo cálculo da taxa de emissão volumétrica é mais simples econstitui uma boa referência para o perfil do OH em 1,6 μm medido pelosatélite TIMED/SABER.As bandas de Meinel surgem das transições vibracionais internas ao estado22fundamental OH ( X →'X Π )Π do radical da hidroxila. Quanto ài,v',J 'i , v '', J ''excitação vibracional podem ocorrer nos níveis υ de 0 a 9. Cada bandavibracional envolve uma estrutura rotacional, com as linhas agrupadas emramos denominados P , Q e R . A Figura D.1 mostra a representação de váriastransições. F e F denotam os termos de energia rotacional e J o momentoangular.1 2307

J=5/2J=3/2J=1/2P 2 (2)Q 2 (2)R 2 (2)Q 1 (2)R 1 (2)J=7/2J=5/2J=3/2ν’P 1 (2)J=5/2J=3/2J=1/2J=7/2J=5/2ν’’F 2F 1J=3/2Figura D.1 - Representação de várias transições vibracionais-rotacionais.Fonte: Adaptada de Medeiros (2001).A reação exotérmica hidrogênio-ozônio, proposta por Bates e Nicolet (1950), éo mecanismo mais eficiente para produção do OH*(v’≤ 9) na mesosferasuperior:H + O( f ' , a2) ∗v ⎯ OH ( v'≤ ) + O23⎯⎯ → 9, (D.1)onde a é a taxa de reação (cm 2 s -1 ) e fv'representa a fração de produção de∗OH2no nívelv'. A energia liberada de 3,34 eV na reação é suficiente parapermitir a ocupação de níveis vibracionais atév '≤ 9 .∗Já é conhecido que a reação 4.12 produz OH preferencialmente nos níveisv'= 7,8,9 (KLENERMAN e SMITH, 1987), e que os níveis mais baixos, que sãoos responsáveis por grande parte das bandas de Meinel observadas noairglow, são ocupados via processos de cascata radiativa e de transferência deenergia (vibracional) entre as moléculas:OH∗[ A1( v',v'')] ∗( v') ⎯⎯ ⎯⎯ →OH( v'') + hυ( radiativo)308

OH( )( ) [ ] ia v',v''∗v'+ M ⎯⎯ ⎯⎯ →OH( v'') + M ( transferência de energia )∗i6, (D.2)ionde Midenota os constituintes de desativação energética O , O2e N2. Aperda fotoquímica de OH ∗ ( v'≤ 9), em cada um dos níveis vibracionais pode serrepresentada pelas reações D.2, ou através dos processos de desativação porcolisão:OH∗[ L' ⎯⎯⎯]→ produtos desativados . (D.3)( )( v ) +ia v'MiAssumindo a condição de equilíbrio fotoquímico, a taxa de emissão volumétricade emissão do OH na banda (9,4) pode ser expressa por:[ O ][ O2] ([ N2] + [ O2])[ N ] + [ O ] + C O{ A94f (9) k1}A { 1+C ( ) [ ]}V OH (9,4)9 1 2 2 2= , (D.4)[ ]onde O ,[ 2eO ] [ ]N são as concentrações do O, O 2 e N 2 , respectivamente,2dadas pelo modelo atmosférico do MSIS-90, e os coeficientes na Equação D.4são dados por:−1A = 1, s, 594189A9= 299, ,−14−13C = 5,3 ×, C = 1,5 × ,110210−2,6−34⎛ T ⎞k1= 5,7 × 10 ⎜ ⎟ , ( 9 ) = 0, 32⎝ 300 ⎠f .D.2 Excitações e Fotoquímica do O 2 (0,1)Os estados excitados doO 2que se destacam no nightglow, são os que podemser excitados através de reações de recombinação direta com o oxigênioatômico. No entanto, existem evidências sugerindo que os processos de309

transferência de energia, via moléculas precursoras excitadas, possam explicarcom maior detalhe, os perfis observados do O 2( b).O conjunto de bandas atmosféricas doO 2no nightglow da mesosfera superiortem merecido uma considerável atenção. O espectro de transição eletrônica1 +3 −( b → X )∑g∑O2 consiste de diferentes bandas vibracionais. As bandasgvibracionais que se destacam são: a banda (0,0) e a banda (0,1),habitualmente chamadas de bandas atmosféricas. Estas bandas estãocentradas no espectro de 761,9 nm e 864,5 nm, respectivamente, e podem serfacilmente observadas via fotometria de nightglow, embora a banda (0,0) sofrauma pronunciada absorção pelo oxigênio na baixa atmosfera, impossibilitandosua medida no solo.A razão entre as duas bandas é da ordem de 17, e o sistema como um todoapresenta uma intensidade total de 3 a 6 KR. O pico de emissão das bandas(0,0) e (0,1) ocorrem em torno de 94 km. A intensidade integrada total daemissão exibe acentuadas variações (1 a 10 kR). Tal variabilidade tem sidoatribuída a presença de ondas de gravidade internas e marés na mesosfera.Sob a consideração de mecanismos de transferência, a seqüência de reações∑ + gque determinam as taxas de emissão do ( b )12O é:3 3α k( P) + O( P) + M ⎯ O MO ⎯→ ∗ 2+ , (D.5)O∗2+ O2γk2O 2⎯⎯⎯ →O21( b ) + O2∑ +g, (D.6)∗ k3O2N 2 O+ O N O ⎯⎯⎯,,O , ,2 2 2→produtos, (D.7)O∗2A3 ⎯⎯→ O + hυ , (D.8)2310

1O N O( b ) O N Ok 2 2+ ⎯⎯ ⎯⎯,2,2, →produtos∑ + ,gO2 , (D.9)O2O21A( 3) ( b ) ⎯⎯→O2( X ) + hυ( 0,1)∑ + , (D.10)g1A( , total )( b ) ⎯⎯⎯→O( X ) + hυ( total)∑ + g23. (D.11)Assumindo a condição de equilíbrio fotoquímico, a taxa de emissão volumétrica∑ + g1de emissão do O ( b )2na banda (0,1) pode ser expressa por:VO (0,1)2[ O] [ O ] ([ N ] + [ O ])A(b:0,1)k2 2 2=, (D.12)2( A + k [ O ] + k [ N ] + k [ O ])( C [ O ] + C [ O ])( b:total )O22N22OO22O[ ]onde O ,[ 2eO ] [ ]N são as concentrações do O, O 2 e N 2 , respectivamente,2dadas pelo modelo atmosférico do MSIS-90, e os coeficientes na EquaçãoD.12 são dados por (MCDADE et al., 1986):A 0,004 , A 0, 083,( b:0,1)=( b:total )=CO 2= 6,6, CO= 19 ,2−33⎛300 ⎞−17k = 4,7× 10 ⎜ ⎟ , k O= 4 × 10 ,⎝ T ⎠2−15−14kN= 2,2 × 10 , k = 8×10 .2OD.1 Excitações e Fotoquímica do OI5577A linha verde OI 557,7 nm, ou O( 1 S ), é explicada por um modelo de transiçãoespectroscópica entre os estados excitados1S−1Ddo oxigênio atômico. Estaemissão é muito importante no espectro do céu noturno da atmosfera,311

principalmente devido à facilidade de observação na região do visível, e ao fatoda linha não ter contaminação espectral, por encontrar-se como um espectrosolitário. A intensidade integrada da emissão O( 1 S )presente no nightglow damesosfera superior apresenta um valor médio de 250 R, mostrandoacentuadas variações sobre este valor (de 60 a 500 R).As primeiras tentativas teóricas para explicar as características fotoquímicasdesta emissão foram propostas por Chapman (1931), que usou a hipótese deque o pico de emissão ocorreria onde a densidade do oxigênio fosseacentuada. Desta forma, ele estabeleceu a recombinação direta do oxigênioatravés de um processo de três corpos:O + O + O ⎯→Ok 12+ O( S ). (D.13)Os primeiros perfis de altitude, através de medidas a bordo de foguete,questionaram a reação de Chapman. Barth (1964) sugeriu um processo queenvolvia duas etapas para a excitação do estadoprecursora (a qual mantém energia suficiente para excitação), seria aresponsável pelo aparecimento doO( 1 S )transferência de energia, com as seguintes reações:1 S . Uma molécula de O ∗2através do mecanismo deO + O + Mβ k1⎯⎯→O∗2+ M, (D.14)O∗21δ k∗+ O⎯⎯→O1( S )+O 2, (D.15)A fotoquímica da linha verde, para a situação proposta por Barth completa-secom as seguintes reações de desativação:i∗k∗O2 + Mi⎯⎯→produtos desativados, (D.16)312

Oi1( S ) Mk 4+ ⎯⎯→produtos desativadosi. (D.17)E pelas reações de decaimento radiativo:∗ AO2 ⎯⎯→∗ O2+ hυ , (D.18)O1 A 3 1( S ) ⎯⎯→ O( P,D) + hυ( total)O1, (D.19)1 A5( S ) ⎯→ O + hυ( 557,7nm)⎯ , (D.20)Assumindo a condição de equilíbrio fotoquímico, a taxa de emissão volumétricade emissão do O( 1 S )em 557,7 nm pode ser expressa por:VO(557,7)=3A0k [ O ] ([ N2] + [ O2])( k [ O ] + A )( C [ O ] + C [ O ])O22sO22O, (D.21)[ ]onde O ,[ 2eO ] [ ]N são as concentrações do O, O 2 e N 2 , respectivamente,2dadas pelo modelo atmosférico do MSIS-90, e os coeficientes na EquaçãoD.21 dados por:A0= 1,18, AS= 1, 355 ,CO 2= 15, CO= 211,−33⎛300 ⎞= 4,7× 10 ⎜ ⎟⎝ T ⎠2−12k , k O= 4 × 10 exp( − 865 T )2.313

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