Tempestades Geomagnéticas

Ao analisar os eventos de tempestades geomagnéticas é extremamente útil a utilização dos índices magnéticos que quantificam a intensidade e a duração destes eventos. Os índices magnéticos mais freqüentemente utilizados são o Disturbance Storm-Time (Dst), o índice planetário (Kp) e o Auroral Electrojet (AE).

O índice Dst é uma medida da atividade geomagnética utilizado para avaliar a intensidade das tempestades magnéticas. O Dst tem resolução temporal de uma hora, é expresso em unidade de nanotesla (nT) e é baseado no valor médio da componente horizontal (H) do campo geomagnético, em quatro observatórios próximos ao equador geomagnético. A utilização do índice Dst como indicador da intensidade de uma tempestade magnética é possível devido ao valor do campo magnético de superfície, em baixas latitudes, ser inversamente proporcional à energia contida na corrente de anel, que aumenta durante as tempestades geomagnéticas.

A resolução temporal do índice Dst não é adequada para determinados estudos envolvendo tempestades magnéticas, uma vez que variações rápidas (menores que uma

hora) são importantes e produzem efeitos que devem ser analisados. O índice Sym-H apresenta resolução de 1 minuto e segue essencialmente as mesmas variações do Dst, mostrando mais claramente os efeitos das variações na pressão dinâmica do vento solar. Todavia, é obtido a partir de um conjunto diferente de estações próximas ao equador geomagnético (IYEMORI et al., 2011). Adicionalmente, Wanliss e Showalter (2006) mostraram que não há diferenças significativas entre os dois índices mesmo sob variadas situações geomagnéticas, confirmando que o Sym-H pode ser utilizado como uma alternativa de alta resolução temporal em relação ao Dst.

O índice Kp quantifica as perturbações nas componentes horizontais do campo geomagnético global através de um número inteiro, na faixa de 0-9, sendo que os valores de 0 a 4 estão relacionados aos períodos calmos, e valores acima de 5 indicam tempestades geomagnéticas (NOAA, 2011b). Este índice foi introduzido por Bartels em 1949 (GFZ, 2011) e representa a média do índice K, obtido em intervalos de 3 horas a partir de 13 observatórios subaurorais distribuídos globalmente. O índice K tem escala logarítmica e foi introduzido por Bartels e colaboradores em 1938 (BARTELS et al., 1939). O índice ap, que também será utilizado neste trabalho, é semelhante ao índice Kp, possui resolução temporal de 3 horas e varia numa escala de 0 a 400. Sua relação com o índice Kp pode ser vista na Tabela 2.1 (NOAA, 2011c):

Tabela 2.1. Escala dos índices Kp e ap

Kp 00 0+ 1- 10 1+ 2- 20 2+ 3- 30 3+ 4- 40 4+

ap 0 2 3 4 5 6 7 9 12 15 18 22 27 32

Kp 5- 50 5+ 6- 60 6+ 7- 70 7+ 8- 80 8+ 9- 90

ap 39 48 56 67 80 94 111 132 154 179 207 236 300 400

FONTE: Rostoker (1972).

Apesar do índice Kp descrever o estado geral da atividade geomagnética planetária, pois ele contém as contribuições devido à corrente de anel e aos eletrojatos equatorial e

auroral, o estudo da atividade geomagnética na região auroral requer a utilização de um índice magnético que maximize a contribuição do eletrojato auroral. Neste caso, utiliza- se o índice AE. O índice AE (DAVIS e SUGIURA, 1966) é derivado das variações na componente horizontal do campo geomagnético, medidas em observatórios localizados ao longo da região auroral principalmente no hemisfério norte. A fim de normalizar os dados, é calculado um valor de base, para cada mês, a partir da média dos dados da estação para os cinco dias mais calmos (selecionados a partir de critérios internacionais) (KAMEI et al., 2011). Este valor de base então é subtraído de cada medida de um minuto obtida na estação durante aquele mês. Após isso, dentre os dados de todas as estações, os valores mais altos e mais baixos são selecionados, para cada instante em UT (Universal Time – Hora Universal). Os índices AU e AL são definidos pelos valores maiores e menores selecionados, respectivamente. Os símbolos AU e AL derivam do fato de que esses valores são os envoltórios superior (upper) e inferior (lower) das curvas de dados superpostas de todas as estações, em função do tempo (UT). A diferença, AU – AL, define o índice AE, e o valor médio, (AU+AL)/2, define o índice AO. O termo “índices AE” geralmente é utilizado para representar esses quatro índices (AU, AL, AE e AO). Os índices AU e AL expressam a corrente mais intensa dos eletrojatos aurorais para leste e para oeste, respectivamente. O índice AE representa a atividade global dos eletrojatos aurorais, enquanto o índice AO fornece uma medida da corrente zonal equivalente (KAMEI et al., 2011).

As tempestades geomagnéticas são alterações no campo magnético terrestre, resultantes do impacto de partículas do vento solar de alta velocidade na magnetosfera terrestre. O vento solar intensificado por sua vez pode ser resultado de uma explosão solar seguida de uma ejeção de massa coronal (CME – Coronal Mass Ejection), que pode lançar uma nuvem magnética ou um jato de partículas de alta velocidade em direção a Terra, ou de um feixe rápido tipo CIR (Corotating Interaction Regions – regiões de interação co- rotantes).

Um importante efeito das tempestades geomagnéticas são as tempestades ionosféricas, que resultam de grandes injeções de energia na atmosfera superior associadas às

tempestades geomagnéticas e são, portanto, a resposta da ionosfera às perturbações advindas das tempestades geomagnéticas.

Geralmente, a tempestade magnética se inicia com um aumento na intensidade do campo geomagnético devido à intensificação do vento solar que comprime as linhas do campo, na frente da magnetosfera. Quando a magnetosfera terrestre é impulsionada pelo vento solar de alta velocidade, o impacto inicial é seguido pela injeção de energia no sistema ionosfera-termosfera de altas latitudes, e subsequentemente pela transferência de momento e energia para as latitudes mais baixas. A compressão da magnetosfera faz com que a magnetopausa seja deslocada em direção à Terra, e sua distância pode passar de 7-10 RT para 6 RT. Após esse estágio inicial, a corrente de anel se intensifica devido a um aumento de partículas que penetram na cauda magnetosférica. Assim, devido à ação da corrente de anel intensificada, a intensidade do campo geomagnético decresce. As tempestades mais intensas são frequentemente relacionadas às ejeções de massa coronal (GOSLING et al., 1991). Nestes casos, o choque do vento solar intensificado acompanhado pela passagem do IMF (Interplanetary Magnetic Field – Campo Magnético Interplanetário) na direção sul, pode resultar em um início súbito da tempestade (Sudden Storm Commencement – SSC). A injeção de energia na atmosfera superior é revertida em campos elétricos intensificados, correntes e precipitação de partículas energéticas. A tempestade pode ser dividida em três fases: inicial, principal e de recuperação (Figura 2.4).

Figura 2.4. Fases de uma tempestade magnética. FONTE: de Paula (1987).

A fase inicial é caracterizada por um aumento na intensidade do campo geomagnético e coincide geralmente com o SSC. A duração da fase inicial pode variar desde minutos até algumas horas, quando o índice Dst aumenta para valores positivos e pode alcançar algumas dezenas de nT. Em seguida, na fase principal, a corrente de anel é intensificada causando um decréscimo no índice Dst que pode alcançar valores negativos de centenas de nT. A fase principal tem uma duração que varia desde meia hora até várias horas. Finalmente, após um período variando entre dezenas de horas e alguns dias, o Dst gradualmente retorna ao nível normal na fase de recuperação.

Considera-se que uma tempestade é fraca quando o índice Dst apresenta valores que variam entre –30 nT e –50 nT; moderada quando o Dst varia entre –50 nT e –100 nT; intensa para valores entre –100 nT e –250 nT e muito intensas as tempestades com valores abaixo de –250 nT (supertempestades) (GONZALEZ et al., 1994).

Os eventos de tempestades magnéticas intensas aparecem associados com estruturas interplanetárias complexas (GONZALEZ et al., 2002). Nos casos em que ocorrem inúmeras explosões solares, associam-se múltiplas CMEs que se propagam até a magnetosfera terrestre causando múltiplos choques, observando-se assim um grande número de compressões de campo e de plasma, que resultam em tempestades com mais de duas fases principais (TSURUTANI et al., 2003). Bell et al. (1997) verificaram que a maioria das supertempestades é marcada por inícios súbitos (SSC) e que a metade apresenta múltiplos SSCs que re-acionam as correntes magnetosféricas e prolongam a atividade magnética.

A descoberta das tempestades magnéticas pode ser atribuída a Alexander von Humboldt, que reportou observações da deflexão na declinação magnética local em Berlin, em 21 de Dezembro de 1806 (TSURUTANI et al., 1997 citado por LUI, 2000).

As tempestades magnéticas são referidas em muitos estudos como uma sequência de subtempestades magnéticas (GONZALES et al., 1994; LUI, 2000). Uma subtempestade magnética é um processo transiente iniciado no lado noturno da Terra em que uma

quantidade significativa de energia gerada a partir da interação entre o vento solar e a magnetosfera é depositada na ionosfera e magnetosfera da região auroral. As subtempestades intensas são observadas durante a fase principal das tempestades magnéticas, relacionadas a perturbações polares esporádicas e intermitentes, no entanto as subtempestades podem ocorrer durante períodos isentos de perturbações magnéticas significativas (GONZALES et al., 1994). Os estudos das subtempestades magnéticas baseiam-se nas observações das modificações da oval auroral durante as perturbações. Neste trabalho as subtempestades magnéticas não serão analisadas, mas algumas publicações importantes em que podem ser encontrados detalhes sobre esse assunto são Gonzalez et al. (1994), Elphinstone et al. (1996) e Lui (2000).

2.4. Campos Elétricos e Correntes no Sistema Magnetosfera-Ionosfera