PROGRAMA DE P ´OS-GRADUAC¸ ˜AO EM CI ˆENCIAS CLIM ´ATICAS
JOS´E PEDRO DA SILVA J ´UNIOR
DIN ˆAMICA E MORFOLOGIA DA TROPOPAUSA SOBRE A REGI ˜AO
DE NATALRN UTILIZANDO DADOS DE RADIOSSONDAGENS DO
CENTRO DE LANC¸ AMENTO DA BARREIRA DO INFERNO
Natal-RN 2020
DIN ˆAMICA E MORFOLOGIA DA TROPOPAUSA SOBRE A REGI ˜AO DE NATAL-RN UTILIZANDO DADOS DE RADIOSSONDAGENS DO
CENTRO DE LANC¸ AMENTO DA BARREIRA DO INFERNO
Tese de Doutorado apresentada ao Programa de P´os-Gradua¸c˜ao em Ciˆencias Clim´aticas, do Cen-tro de Ciˆencias Exatas e da Terra da Univer-sidade Federal do Rio Grande do Norte, como parte dos requisitos para obten¸c˜ao do t´ıtulo de Doutor em Ciˆencias Clim´aticas.
Orientador: Prof. Dr. David Mendes Coorientador: Prof. Dr. Gilvan Luiz Borba
Natal-RN 2020
Silva Júnior, José Pedro da.
Dinâmica e morfologia da tropopausa sobre a região de Natal-RN utilizando dados de radiossondagens do Centro de Lançamento da Barreira do Inferno / José Pedro da Silva Júnior. - 2020. 76f.: il.
Tese (Doutorado) - Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas. Natal, 2020.
Orientador: David Mendes.
Coorientador: Gilvan Luiz Borba.
1. Tropopausa equatorial - Tese. 2. MSIS-90 - Tese. 3. Balões meteorológicos - Tese. 4. Sondagem atmosférica - Tese. I.
Mendes, David. II. Borba, Gilvan Luiz. III. Título.
RN/UF/CCET CDU 551.510.528
Catalogação de Publicação na Fonte. UFRN - Biblioteca Setorial Prof. Ronaldo Xavier de Arruda - CCET
DIN ˆAMICA E MORFOLOGIA DA TROPOPAUSA SOBRE A REGI ˜AO DE NATAL-RN UTILIZANDO DADOS DE RADIOSSONDAGENS DO
CENTRO DE LANC¸ AMENTO DA BARREIRA DO INFERNO
Tese de Doutorado apresentada ao Programa de P´os-Gradua¸c˜ao em Ciˆencias Clim´aticas, do Cen-tro de Ciˆencias Exatas e da Terra da Univer-sidade Federal do Rio Grande do Norte, como parte dos requisitos para obten¸c˜ao do t´ıtulo de Doutor em Ciˆencias Clim´aticas.
Aprovado em: 14/05/2020
Prof. Dr. David Mendes
UFRN – Universidade Federal do Rio Grande do Norte Orientador
Prof. Dr. Gilvan Luiz Borba
UFRN – Universidade Federal do Rio Grande do Norte Coorientador
Prof. Dr. Jos´e Henrique Fernandez
UFRN – Universidade Federal do Rio Grande do Norte Membro Interno
Prof. Dr. Rafael Castelo Guedes Martins UFERSA – Universidade Federal Rural do Semi- ´Arido
Membro Externo
Dr. Marcos Aur´elio Ferreira dos Santos INPE – Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais
Aos meus pais que desde sempre me incentivaram a seguir este caminho, mesmo com todas as dificuldades.
Aos meus professores de toda vida.
Aos amigos que foram muito importantes durante, todos esses anos. Os amigos de infˆancia, os que fiz na gradua¸c˜ao, no planet´ario, no PIBID, no mestrado, no doutorado, durante a docˆencia na UFERSA e no IFRN.
Tamb´em dedico esse trabalho aos meus falecidos irm˜aos; Vanusa Concei¸c˜ao Gonzaga da Silva e Marcos Gonzaga da Silva.
O presente trabalho foi realizado com apoio da Coordena¸c˜ao de Aperfei¸coamento de Pes-soal de N´ıvel Superior (CAPES) - C´odigo de Financiamento 001.
Ao Programa de P´os-Gradua¸c˜ao em Ciˆencias Clim´aticas – PPGCC, da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, pela oportunidade de conhecimento.
Ao Departamento de Geof´ısica da UFRN pela disponibilidade de infraestruturas de ma-terial e de recursos humanos.
Ao Centro de Lan¸camento da Barreira do Inferno – CLBI, pela disponibiliza¸c˜ao de dados para realiza¸c˜ao do presente trabalho.
Aos professores orientadores, Dr. David Mendes e Dr. Gilvan Luiz Borba.
A tropopausa equatorial terrestre ´e, em geral, analisada como uma regi˜ao de modestas varia¸c˜oes de temperatura e definida apenas como uma interface entre a troposfera e a es-tratosfera. No entanto, trabalhos recentes tˆem sugerido que a tropopausa pode ser fonte de perturba¸c˜oes capazes de afetar localmente o clima troposf´erico. Neste contexto, o presente trabalho descreve uma investiga¸c˜ao detalhada das caracter´ısticas da tropopausa equatorial sobre a regi˜ao de Natal-RN, utilizando dados de radiossondagens de bal˜oes me-teorol´ogicos lan¸cados pelo Centro de Lan¸camento da Barreira do Inferno (CLBI), entre os anos de 1996 a 2014, e da plataforma digital do Departamento de Ciˆencias Atmosf´ericas da Universidade de Wyoming, entre os seguintes intervalos: 1986 a 1995 e 2015 a 2018. Al´em disso, compara¸c˜oes com modelos computacionais semiemp´ıricos como o MSIS-90, mostram divergˆencias com os dados estudados. Foram comparadas as temperaturas m´ınimas da tropopausa com rela¸c˜ao `as esta¸c˜oes do ano, e se constatou que o m´ınimo de temperatura ocorre no outono e o m´aximo durante o inverno. Para verificar as causas desse resultado, foram analisados dados de precipita¸c˜ao, fluxo de calor latente e fluxo de calor sens´ıvel, indicando que o poss´ıvel motivo para o m´ınimo de temperatura est´a relacionado com o per´ıodo chuvoso. Outro resultado importante foi a atua¸c˜ao da Zona de Convergˆencia Intertropical no transporte de energia entre os hemisf´erios atrav´es da Tropopausa, que explica o porquˆe do aumento de temperatura durante o inverno. Tamb´em foi realizado um estudo da rela¸c˜ao entre a temperatura da tropopausa e os ciclos solares, evidenciando que a temperatura vem diminuindo, de forma similar a atividade solar. Por fim, ´e sugerido um ajuste na temperatura da atmosfera acima de 15 km de altitude, para o MSIS-90.
Palavras chave: Tropopausa Equatorial. MSIS-90. Bal˜oes Meteorol´ogicos. Sondagem Atmosf´erica.
The terrestrial equatorial tropopause is generally analyzed as a region of modest tem-perature variations and defined only as an interface between the troposphere and the stratosphere. However, recent works have suggested that the tropopause may be a source of disturbances capable of locally affecting the tropospheric climate. In this context, the present work describes a detailed investigation of the characteristics of the equatorial tropopause over Natal-RN, from data of radiosondes of meteorological balloons launched by Barreira do Inferno Center of Launch (CLBI) during the years from 1986 to 2018, and the digital platform of the Department of Atmospheric Sciences at the University of Wyoming, between the following ranges: 1986 to 1995 and 2015 to 2018. In addition, comparisons with semi-empirical computational models such as the MSIS-90 show diffe-rences with the studied data. Were compared with the seasons, and it was found that the minimum temperature occurs in autumn and the maximum during winter. To verify the causes of this result, data on precipitation, latent heat flow, and sensitive heat flow were analyzed, indicating that the possible reason for the minimum temperature is related to the rainy season. Another important result was the performance of the Intertropical Convergence Zone in the transport of energy between the hemispheres through the Tro-popause, which explains the reason for the increase in temperature during the winter. A study was also carried out on the relationship between the temperature of the tropopause and the solar cycles, showing that the temperature has been decreasing, similarly to so-lar activity. Finally, an adjustment in the temperature of the atmosphere above 15 km altitude is suggested for the MSIS-90.
Keywords: Equatorial Tropopause. MSIS-90. Weather balloons. Atmospheric Soun-dings.
1 Estrutura vertical da temperatura da atmosfera terrestre com rela¸c˜ao a press˜ao e a altitude, destacando as camadas atmosf´ericas e suas regi˜oes limites 17
2 (A) perfil vertical da densidade e (B) perfil vertical da press˜ao . . . 21
3 Perfil vertical da Temperatura constru´ıdo com dados do modelo MSIS-90 sobre a cidade de Natal-RN (01/09/2018) . . . 23
4 Sondagem de ozˆonio realizada em Natal com dados do INPE/LAVAT/NASA 25 5 Perfil vertical de temperatura na atmosfera neutra e da densidade eletrˆonica da ionosfera . . . 27
6 Ilustra¸c˜ao da distˆancia entre o centro do Sol e a ´orbita da Terra . . . 31
7 Posi¸c˜ao m´edia da ZCIT, obtida por meio da precipita¸c˜ao m´edia anual entre os anos de 2001–2010 . . . 35
8 Ilustra¸c˜ao do acoplamento ente a AMOC e a c´elula de Hadley . . . 36
9 Centro de Lan¸camento da Barreira do Inferno . . . 37
10 Sonda Vaisala e seu detalhamento . . . 38
11 Instrumentos de superf´ıcie da esta¸c˜ao meteorol´ogica. (a) Esta¸c˜ao com senso-res de temperatura, psenso-ress˜ao e umidade relativa; (b) Barˆometros; (c) Pluviˆometro; (d) Sincronizador realizando o processo de localiza¸c˜ao . . . 39
12 (a) Bal˜ao em processo de enchimento; (b) Bal˜ao ap´os o lan¸camento . . . 39
13 Dados brutos da sondagem. . . 40
14 Tela de apresenta¸c˜ao do banco de dados do Departamento de Ciˆencias At-mosf´ericas da Universidade de Wyoming . . . 41
15 Perfis de temperatura constru´ıdos com os dados dos bal˜oes lan¸cados pelo CLBI, durante o mˆes de mar¸co de 2014, em compara¸c˜ao o perfil ajustado. . 42
16 Tela de sa´ıda do programa desenvolvido em linguagem Java . . . 43
17 Dados da temperatura m´ınima: A) Diurno (1986-2018); B) Noturno (2007-2018) . . . 44
18 FFT para o dia 14 de maio entre os anos de 1996 – 2018 . . . 45
19 Regress˜ao linear entre a temperatura observada e a estimada . . . 45
20 Tela de entrada de informa¸c˜oes do MSIS-90 preenchida com os parˆametros referentes ao dia 10/03/2014 sobre a cidade de Natal-RN, `as 11:30 (UT) . . 46
21 Dados de sa´ıda do MSIS-90 referentes ao dia 10/03/2014 e o correspondente perfil de temperatura sobre a regi˜ao de Natal-RN . . . 47
22 Compara¸c˜ao gr´afico da figura 15, com o gr´afico da figura 21. . . 48
23 Compara¸c˜ao da temperatura m´ınima da tropopausa; A) Diurno; B) Noturno 50 24 Gr´afico da temperatura m´edia estimada da tropopausa . . . 51
sondagem comparadas com o MSIS-90: a) 16/04/1996, b) 18/06/1998, c) 05/01/2000; d) 13/03/2002; e) 09/02/2004; f) 24/07/2006; g) 09/08/2008; h) 21/09/2010; i) 15/10/2012; j) 01/11/2014; k) 19/12/2016; l) 23/05/2018. 53 28 Comportamento da altitude da base da tropopausa com rela¸c˜ao a
tempera-tura, ao longo do ano . . . 55 29 Localiza¸c˜ao da tropopausa ao longo do ano, compara com o MSIS e as
sondagens . . . 56 30 Espessura da tropopausa (km) para cada esta¸c˜ao do ano . . . 57 31 Gr´afico em n´ıveis de temperatura da atmosfera, com rela¸c˜ao a altitude ao
longo do ano 2000 . . . 58 32 Gr´aficos de porcentagem da precipita¸c˜ao di´aria para cada esta¸c˜ao do ano . . 59 33 Gr´aficos da precipita¸c˜ao acumulada para cada esta¸c˜ao do ano entre 2007 a
2018 . . . 60 34 Gr´afico da compara¸c˜ao entre as m´edias di´arias do fluxo de calor sens´ıvel e
latente dos anos estudados . . . 61 35 ZCIT durante os meses de mar¸co a maio de 2018 . . . 62 36 ZCIT durante os meses de julho a setembro de 2018 . . . 62 37 Gr´afico em n´ıveis de temperatura da atmosfera, para os 2000, 2008, 2011 e
2015 . . . 65 38 N´umero de manchas solares, ao longo dos anos de 1986 a 2018 . . . 66 39 Irradiˆancia solar total, entre os anos de 1986-2018 . . . 67 40 Temperatura m´edia da tropopausa, para cada ciclo solar: 22, 23 e 24 . . . . 68
AMOC Atlantic Meridional Overturning Circulation CFSR Climate Forecast System Reanalysis
CLBI Centro De Lan¸camento Da Barreira Do Inferno
FFT Fast Fourier Transform
GPS Global Positioning System
HN Hemisf´erio Norte
HS Hemisf´erio Sul
ICAO International Civil Aviation Organization INMET Instituto Nacional De Meteorologia INPE Instituto Nacional De Pesquisas Espaciais
LAVAT Laborat´orio De Vari´aveis Ambientais E Tropicais
LIDAR Light Detection And Ranging
MAP Middle Atmosphere Program
MSIS Mass Spectrometer - Incoherent Scatter
NASA National Aeronautics And Space Administration NOAA National Oceanic And Atmospheric Administration
PNG Portable Network Graphics
SIDC Solar Influences Data Analysis Center SRPV Servi¸co De Prote¸c˜ao Ao Voo
TSI Total Solar Irradiance
TXT Text
UHF Ultra High Frequency
UT Universal Time
UV Ultravioleta
WMO World Meteorological Organization
km Quilˆometro
K Kelvin
◦C Graus Celsius
dz Pequena parcela de altura
P Press˜ao
rho Densidade
g Acelera¸c˜ao da gravidade
V Volume
T Temperatura
R Constante dos gases perfeitos
n N´umero de mols
m Massa
M Massa molar
H Altura de escalda da atmosfera
h Altura
Q Calor
U Energia interna
W Trabalho
Cv Calor espec´ıfico a volume constante
CP Calor espec´ıfico a press˜ao constante
γ Coeficiente de Poisson
ΓT Gradiente de temperatura troposf´erico
h Constante de Planck
ν Frequˆencia
N2 G´as Nitrogˆenio
Ar Argˆonio
Ne Neˆonio
CH4 Metano
θ Temperatura Potencial
ε Energia emitida por unidade de tempo
σ Constante de Stefan-Boltzmann
A Area´
I Densidade do fluxo de radia¸c˜ao emitida pelo Sol
W Watts
φ Constante Solar
P Potˆencia
d Distˆancia m´edia entre o Sol e a Terra
R Raio do Sol
εa Taxa de energia radiante absorvida
a Albedo
1 INTRODUÇÃO . . . 13
1.1 Hip´otese da tese . . . 15
1.2 Objetivo geral . . . 15 1.3 Objetivos espec´ıficos . . . 15 2 FUNDAMENTAC¸ ˜AO . . . 17 2.1 Atmosfera Terrestre . . . 17 2.1.1 Troposfera e Tropopausa . . . 18 2.1.2 Estratosfera e Estratopausa . . . 24 2.1.3 Mesosfera e Mesopausa . . . 26 2.1.4 Termosfera . . . 27
2.1.5 Estrutura atmosf´erica com rela¸c˜ao a sua composi¸c˜ao qu´ımica . . . . 28
2.2 Temperatura Potencial . . . 29
2.3 Temperatura Efetiva . . . 29
2.4 Tropopausa Tropical . . . 32
2.4.1 Taxa de “lapso” da tropopausa . . . 32
2.4.2 A temperatura m´ınima ou ponto frio da tropopausa . . . 33
2.4.3 O n´ıvel de 100 hPa . . . 33
2.4.4 Varia¸c˜ao da tropopausa com o ciclo solar . . . 33
2.5 Zona de Convergˆencia Intertropical . . . 34
3 MATERIAL E M ´ETODOS . . . 37
3.1 Dados de bal˜oes meteorol´ogicos do CLBI . . . 37
3.2 Tratamento dos dados . . . 42
3.3 Transformada r´apida de Fourier (FFT) . . . 44
3.4 O modelo semiemp´ırico MSIS-90 . . . 46
4 RESULTADOS E DISCUSS ˜OES . . . 49
4.1 Temperatura m´edia da tropopausa . . . 49
4.2 Altitude e espessura da tropopausa equatorial . . . 52
4.3 Atua¸c˜ao da ZCIT no comportamento sazonal da temperatura . 58 4.4 Influˆencia da atividade solar na tropopausa equatorial . . . 64
5 CONCLUS ˜OES . . . 69
1 INTRODUC¸ ˜AO
A atmosfera terrestre ´e formada por um conjunto de gases que circunda o planeta e ´e mantida atrav´es da intera¸c˜ao gravitacional. ´E um ambiente prop´ıcio para estudos de fenˆomenos f´ısicos, qu´ımicos e climatol´ogicos. Os princ´ıpios da termodinˆamica s˜ao funda-mentais para a descri¸c˜ao da maioria dos fenˆomenos atmosf´ericos, podendo ser aproximada por um g´as ideal. A principal for¸cante atmosf´erica ´e o Sol, seguido pelas intera¸c˜oes com a terra s´olida e com os oceanos. A atmosfera pode ser estruturada em: baixa atmosfera, contida desde a superf´ıcie at´e uma altura de 15 km, dominada pelos fenˆomenos mete-orol´ogicos; m´edia atmosfera, compreendida entre aproximadamente 15 – 60 km, regi˜ao onde ´e encontrada a maior concentra¸c˜ao de ozˆonio que absorve a radia¸c˜ao ultravioleta proveniente do sol, sendo um importante mecanismo para o balan¸co radiativo; e alta atmosfera, encontrada acima de 60 km, a ionosfera est´a contida nesta regi˜ao, sendo ca-racterizada pela presen¸ca de ´ıons e el´etrons, a partir da intera¸c˜ao entre atmosfera e a radia¸c˜ao ionizante proveniente do Sol.
De acordo com o parˆametro f´ısico-qu´ımico de interesse, a atmosfera da Terra tamb´em pode ser descrita como uma s´erie de camadas, na qual cada camada ´e uma regi˜ao. A mais cl´assica ´e pelo comportamento vertical da temperatura, onde as camadas s˜ao chamadas, troposfera, estratosfera, mesosfera e termosfera e as fronteiras de transi¸c˜ao entre elas s˜ao denominadas, tropopausa, estratopausa e mesopausa (GOODY; WALKER, 1972).
Troposfera, ´e a parte mais baixa da atmosfera, se estende entre 16-18 km nos tr´opicos, 10-12 km na m´edia latitude e 6-8 km na regi˜ao polar (MOHANAKUMAR, 2008). Nela ocorrem os processos meteorol´ogicos com muitas correntes de convec¸c˜ao, por causa da presen¸ca de nuvens e vapor d’´agua. A temperatura decresce quase que linearmente com a altitude a uma taxa de 6-7 K/km, pois a principal fonte de calor desta camada est´a na superf´ıcie. Para regi˜oes de baixas latitudes, a temperatura de superf´ıcie ´e em m´edia 300 K (27◦C) e a temperatura final da troposfera ´e de aproximadamente 198 K (−75◦C), a partir deste ponto se inicia uma camada de transi¸c˜ao chamada de tropopausa (SELKIRK, 1993).
A regi˜ao da tropopausa, tem sido identificada como sendo de fundamental importˆancia para o clima, por ser uma regi˜ao de transi¸c˜ao entre a troposfera e a estratosfera, camadas que diferem principalmente nos processos de transferˆencia de calor e na composi¸c˜ao dos gases. Estudar a tropopausa ´e de suma importˆancia para entender o transporte de gases, principalmente o ozˆonio (BOIASKI et al., 2004). Al´em disso, o balan¸co radiativo desta camada, incluindo nuvens, ´e importante para o balan¸co energ´etico global (HAYNES et al., 2001). A altitude da tropopausa possui uma varia¸c˜ao temporal, ou seja, apresenta um mo-vimento vertical ao logo do tempo. A Organiza¸c˜ao Meteorol´ogica Mundial (OMM) define
que na tropopausa a taxa de varia¸c˜ao da temperatura tem que ser inferior a 2 K/km, os modelos clim´aticos consideram que nesta regi˜ao a temperatura ´e praticamente constante. Um destes modelos ´e o modelo semiemp´ırico MSIS-90 e tem como um de seus prop´ositos simular os dados da temperatura neutra da atmosfera. Possui como suporte de dados, sondagem de foguetes, de bal˜oes e informa¸c˜oes de sat´elites (HEDIN, 1991), onde parte destes dados foram obtidos em Natal-RN por meio de foguetes de sondagens lan¸cados pelo Centro de Lan¸camento da Barreira do Inferno (CLBI) entre 1966-1980 (LABITZKE et al., 1985). Al´em dos foguetes, o CLBI tamb´em realiza lan¸camento de bal˜oes meteorol´ogicos que atingem alturas de aproximadamente 25 km e coletam dados de press˜ao, temperatura, umidade relativa e orienta¸c˜ao do vento. S˜ao realizados diariamente, dois lan¸camentos com o principal objetivo de obter informa¸c˜oes para auxiliar na seguran¸ca e no controle de voo de aeronaves, pois os dados s˜ao enviados para os centros meteorol´ogicos do Servi¸co de Prote¸c˜ao ao Voo (SRPV) da Diretoria de Rotas A´ereas do Minist´erio da Aeron´autica, pois a avia¸c˜ao possui grande interesse no estudo da atmosfera, uma vez que os dados atmosf´ericos auxiliam na produ¸c˜ao e calibra¸c˜ao de instrumentos de voo. Desta forma, pesquisas associadas as regi˜oes utilizadas como rotas de aeronaves, possuem not´avel re-levˆancia para a avia¸c˜ao, pois os avi˜oes comerciais se utilizam de rotas que passam na regi˜ao da tropopausa, devido a estabilidade atmosf´erica, ou seja, inexistˆencia de ventos convectivos.
Thuburn e Craig (2002) discute que apesar da tropopausa est´a localizada em uma camada de transi¸c˜ao, ela possui aspectos mais pr´oximos da estratosfera do que da tropos-fera, por´em, a regi˜ao equatorial apresenta ao longo do ano, praticamente a mesma taxa de fluxo de radia¸c˜ao solar que penetra na atmosfera terrestre, sendo que, de acordo com Marshall et al. (2014) a energia radiativa l´ıquida ´e um pouco maior no hemisf´erio sul (HS) que no hemisf´erio norte (HN). Dessa forma, os sistemas meteorol´ogicos que ocorrem na troposfera associados a transportes de energia, como a Zona de Convergˆencia Intertropical (ZCIT), podem causar varia¸c˜oes na temperatura da tropopausa equatorial.
A ZCIT ´e um dos mais importantes sistemas atmosf´ericos, atua na regi˜ao dos tr´opicos, principalmente na gera¸c˜ao de precipita¸c˜ao (WALISER; GAUTIER, 1993). Movimentando-se do HN para o HS (CITEAU et al., 1988). A ZCIT Movimentando-se encontra mais ao norte no per´ıodo de agosto a setembro, e desloca-se para uma localiza¸c˜ao mais ao sul (HASTENRATH, 1985), durante mar¸co e abril. De acordo com Frierson et al. (2013) a energia depositada pelos oceanos em baixos n´ıveis da atmosfera, do hemisf´erio onde se encontra a ZCIT, ´e transportada por v´ortices atmosf´ericos atrav´es do equador terrestre para alta troposfera.
No Brasil a ZCIT influencia principalmente no aumento significativo da precipita¸c˜ao no Norte (N) e Nordeste (NE) do pa´ıs (UVO; NOBRE, 1989), aumentando o n´ıvel de precipita¸c˜ao durante os meses de mar¸co e abril (UVO, 1989). Neves et al. (2013) observou
que durante a esta¸c˜ao chuvosa no Sudeste e Centro-Oeste brasileiro, os fluxos de calor sens´ıvel na atmosfera diminuem na mesma propor¸c˜ao que aumentam os fluxos de calor latente, o que pode gerar diminui¸c˜ao na temperatura atmosf´erica. Silva (2012) argumenta que os fluxos de calor latente s˜ao respons´aveis pela conserva¸c˜ao da convec¸c˜ao atmosf´erica durante o per´ıodo chuvoso, n˜ao contribuindo assim, para varia¸c˜ao da temperatura.
O estudo desenvolvido neste trabalho analisa a temperatura m´ınima e a m´axima da tropopausa tropical, utilizando tanto os dados de radiossondagens quanto resultados do MSIS-90. Analisa-se tamb´em o comportamento sazonal da tropopausa sobre a regi˜ao de Natal-RN, e a existˆencia de fatores meteorol´ogicos capazes de influenciar nas temperaturas registradas em cada esta¸c˜ao utilizando dados de precipita¸c˜ao do Instituto Nacional de Me-teorologia (INMET), al´em de verificar a influˆencia da Zona de Convergˆencia Intertropical no comportamento sazonal da temperatura da tropopausa sobre Natal-RN.
1.1 Hip´otese da tese
´
arios autores utilizaram o MSIS-90 em compara¸c˜oes da baixa e da alta atmosfera sobre Natal-RN, entretanto, trabalhos recentes mostram uma divergˆencia no perfil de tempera-tura atmosf´erica entre as sondagens de bal˜oes feitas em Natal-RN e os dados fornecidos pelo MSIS-90, principalmente para regi˜ao da tropopausa. Tamb´em ´e poss´ıvel verificar um comportamento sazonal na temperatura m´ınima da tropopausa. As explica¸c˜oes propos-tas para esses resultados, s˜ao: a influˆencia da indireta da atividade solar na mudan¸ca da temperatura da tropopausa ao longo dos anos; e a atua¸c˜ao da zona de convergˆencia inter-tropical com as varia¸c˜oes de temperatura da tropopausa. Por fim, sugerir um ajuste semi-emp´ırico para modelar o comportamento da temperatura da referida regi˜ao atmosf´erica, para o modelo MSIS-90.
1.2 Objetivo geral
Estudar e modelar a dinˆamica e as propriedades f´ısicas da tropopausa sobre Natal-RN, a partir de dados de radiossondagem obtidos por meio de bal˜oes meteorol´ogicos lan¸cados pelo CLBI.
1.3 Objetivos espec´ıficos
• Comparar a temperatura m´ınima da tropopausa medida pela sondagem com as esperadas pelo MSIS-90.
• Verificar a varia¸c˜ao temporal do ponto frio da tropopausa com as esta¸c˜oes do ano. • Comparar a altitude da tropopausa com a do modelo.
• Verificar varia¸c˜oes na espessura da tropopausa com as esta¸c˜oes do ano.
• Relacionar sazonalidade da temperatura da tropopausa com a Zona de Convergˆencia Intertropical.
2 FUNDAMENTAC¸ ˜AO
2.1 Atmosfera Terrestre
A massa gasosa que circunda o planeta devido a intera¸c˜ao gravitacional ´e umas das grandes respons´aveis pela existˆencia de vida na Terra. Ela ´e composta por v´arias camadas, onde cada uma recebe um nome de acordo com o fenˆomeno f´ısico/qu´ımico proeminente. O perfil vertical de temperatura com a altitude em rela¸c˜ao ao n´ıvel do mar n˜ao possui uma varia¸c˜ao de temperatura regular. A atmosfera foi d´ıvida em quatro camadas que est˜ao relacionadas com temperatura e a altura. Cada camada tem o sufixo “sfera” e as camadas de transi¸c˜ao possuem o sufixo “pausa”. As camadas s˜ao denominadas, troposfera, estratosfera, mesosfera e termosfera e as camadas de transi¸c˜ao entre elas s˜ao intituladas, tropopausa, estratopausa e mesopausa (GOODY; WALKER, 1972). O perfil vertical de temperatura da atmosfera da Terra ´e mostrado na Figura 1.
Figura 1 –Estrutura vertical da temperatura da atmosfera terrestre com rela¸c˜ao a press˜ao e a altitude, destacando as camadas atmosf´ericas e suas regi˜oes limites
2.1.1 Troposfera e Tropopausa
Troposfera ´e a primeira camada da atmosfera terrestre cuja espessura diminui do equador para o polo, e ´e maior no ver˜ao do que no inverno. Esta se estende entre apro-ximadamente 16 km, indo at´e 18 km nos tr´opicos, aproximadamente 10 km at´e 12 km na m´edia latitude e entre 6 km e 8 km na regi˜ao polar. Sobre os tr´opicos a espessura da troposfera ´e maior, devido `a radia¸c˜ao solar. Alguns gases troposf´ericos s˜ao na maioria das vezes transparentes `a radia¸c˜ao solar recebida que permite o aquecimento da superf´ıcie da Terra. A superf´ıcie terrestre emite radia¸c˜ao de ondas longas que ´e absorvida e irradiada novamente pelos gases troposf´ericos, sendo assim, a superf´ıcie terrestre ´e a principal fonte de calor desta camada. O ar ´e aquecido por fluxos de calor sens´ıveis e calor latentes, logo, sobe para altitudes mais elevadas devido `a menor densidade, aumentando a espessura da troposfera sobre os tr´opicos. Quase toda massa da atmosfera terrestre est´a contida na troposfera 80% ( 90% nos tr´opicos). O vapor d’´agua realiza um movimento ascendente, ficando condensado e ent˜ao precipita, liberando calor latente que ir´a conduzir fenˆomenos atmosf´ericos (VAREJ ˜AO-SILVA, 2006).
A varia¸c˜ao de press˜ao com rela¸c˜ao `a altura ´e caracterizada pela diminui¸c˜ao de part´ıculas dos gases que comp˜oe a atmosfera. Estabelecendo a atmosfera em equil´ıbrio hidrost´atico, ent˜ao a varia¸c˜ao de press˜ao em uma pequena parcela dz da atmosfera pode ser calculada utilizando a equa¸c˜ao de Stevin (RISHBETH, 1988):
dP(z) = −ρgdz (2.1)
dP(z)
dz = −ρg (2.2)
Onde, P ´e a press˜ao, ρ a densidade, g a acelera¸c˜ao da gravidade. Considerando a atmosfera um g´as perfeito, ent˜ao obedece a seguinte equa¸c˜ao de estado:
P V = nRT (2.3)
Sendo, V o volume do g´as, T a temperatura absoluta, R a constante dos gases perfeitos (R = 8, 31 J/mol.K) e n ´e o n´umero de mols que pode ser calculado pela express˜ao:
n = m
M (2.4)
Onde m ´e massa e M ´e a massa molar do g´as atmosf´erico. Sabendo que ´e a densidade do g´as, e vale:
ρ = m
V (2.5)
Substituindo a equa¸c˜ao 2.4 na equa¸c˜ao 2.5, tem-se:
n = ρV
Substituindo na equa¸c˜ao 2.6 na equa¸c˜ao 2.3, tem-se que:
P = ρRT
M (2.7)
Sendo assim a densidade pode ser dada por:
ρ = P M
RT (2.8)
Substituindo a equa¸c˜ao 2.8 na equa¸c˜ao 2.2, tem-se:
dP(z) dz = −P M RT g (2.9) dP(z) P = −M g RT dz (2.10)
Integrando a equa¸c˜ao 2.10, logo:
Z P P0 dP(z) P = − Z h 0 M g RTdz (2.11) ln P P0 = − Z h 0 M g RTdz (2.12) P(h) = P0e− Rh 0 M g RTdz (2.13) Onde: H ≡ M g RT (2.14)
A express˜ao 2.14 ´e chamada altura de escala da atmosfera, rrelaciona a distribui¸c˜ao, em altura, de um g´as de massa molar (M ) sujeito apenas `a for¸ca gravitacional. Logo, a press˜ao pode ser escrita da seguinte forma:
P(h) = P0e
−h
H (2.15)
Ou seja, a press˜ao diminui de forma exponencial, `a medida que a altura (h) aumenta. Se a press˜ao decresce por causa da diminui¸c˜ao do n´umero de part´ıculas, ent˜ao a densidade tem que possuir o mesmo comportamento. Sendo assim, considerando a press˜ao em um elemento de volume da atmosfera, logo, para um g´as ideal:
dP = nRT
dV (2.16)
Substituindo a equa¸c˜ao 2.16 na equa¸c˜ao 2.2, tem-se:
nRT
Sendo a varia¸c˜ao de densidade dada por:
dρ = nM
dV (2.18)
n = dV dρ
M (2.19)
Substituindo a equa¸c˜ao 2.18 na equa¸c˜ao 2.17, tem-se que:
dV dρ M RT dV = −ρgdz (2.20) dρRT M = −ρgdz (2.21) dρ ρ = −M g RT dz (2.22)
Integrando a equa¸c˜ao 2.22, logo:
Z ρ ρ0 dρ ρ = − Z h 0 M g RTdz (2.23) ln ρ ρ0 ! = − Z h 0 M g RTdz (2.24) ρ(h) = ρ0e −Rh 0 M g RTdz (2.25)
Substituindo pela altura de escala (eq. 2.14), ent˜ao, para uma atmosfera isot´ermica, a densidade varia exponencialmente com a altura, como mostra a Equa¸c˜ao 2.26, respec-tivamente:
ρ(h) = ρ0e
−h
H (2.26)
A Figura 2 mostra uma simula¸c˜ao realizada com o modelo com dados do modelo US Standard Atmosphere sobre a cidade de Natal-RN, onde verifica-se o decaimento exponencial com rela¸c˜ao a altitude, da press˜ao e da densidade.
Figura 2 – (A) perfil vertical da densidade e (B) perfil vertical da press˜ao
Fonte: Elaborado pelo autor (2018).
Como os movimentos que ocorrem na troposfera envolvem grandes massas de ar, os sistemas s˜ao consideravelmente grandes de modo que ´e poss´ıvel ignorar as trocas de calor entre a parcela de ar em movimento e sua vizinhan¸ca. Sendo assim, pode-se tratar o deslocamento vertical de ar na troposfera como adiab´atico (dQ = 0). Consequentemente, a 1a lei da termodinˆamica pode ser expressa por:
dQ = dU + dW (2.27)
Sendo o calor trocado (dQ= 0), dU a varia¸c˜ao da energia interna e dW representa o trabalho realizado. Para um regime adiab´atico a primeira lei da termodinˆamica pode ser escrita na seguinte forma:
dU + dW = 0 (2.28)
Aproximando a atmosfera de um g´as perfeito (REIF, 1965), logo:
dU = CVdT (2.29)
Substituindo as equa¸c˜oes 2.29 e 2.30 na equa¸c˜ao 2.28, tem-se:
CVdT + P dV = 0 (2.31)
Para uma expans˜ao adiab´atica, tem-se que:
P Vγ = Constante (2.32)
Onde γ (coeficiente de Poisson) ´e definido pela raz˜ao entre o calor espec´ıfico a press˜ao constante (CP) e o calor espec´ıfico a volume constante (CV):
γ = CP CV
(2.33)
Diferenciado a equa¸c˜ao 2.32, tem-se que:
d(P Vγ = 0 (2.34) d(P V ) = VγdP + P γvγ−1dV (2.35) dP = −P γdV V (2.36) V dP γ = −P dV (2.37)
Multiplicando a equa¸c˜ao 2.31 pelo coeficiente de Poisson, tem-se:
γCVdT + γP dV = 0 (2.38)
Substituindo a equa¸c˜ao 2.33, no primeiro termo da equa¸c˜ao 2.38, tem-se que:
CPdT = −γP dV (2.39)
Substituindo a equa¸c˜ao 2.37 na equa¸c˜ao 2.39, tem-se:
CPdT = V dP (2.40) dT dP = V CP (2.41)
Reescrevendo a equa¸c˜ao 2.9, j´a definida, e usando a regra da cadeia, obt´em-se que:
dP dz = dP dT dT dz (2.42)
Sendo assim, substituindo as equa¸c˜oes 2.9 e 2.41 na equa¸c˜ao 2.42, tem-se: −P M RT g = CP V dT dz (2.43) dT dz = −P V M CPRT g (2.44) Sabendo que: P V = m MRT (2.45)
Logo, a equa¸c˜ao 2.44 pode ser escrita da seguinte forma:
dT dz = −mg CP (2.46) ΓT = −mg CP (2.47)
A equa¸c˜ao 2.47 representa o gradiente de temperatura troposf´erico. Para o ar seco, CP = 1005 J/kg.K e ΓT ≈ −10 K/km(NAPPO, 2013). A medida da taxa de decaimento adiab´atico da temperatura (ΓT) deve levar em conta a umidade relativa da atmosfera. Sendo assim, para uma atmosfera ´umida, a medida te´orica utilizada para este coeficiente ´e ΓT = −6, 5 K/km (VAREJ ˜AO-SILVA, 2006). A temperatura decresce quase que li-nearmente com a altitude, devido ao afastamento em rela¸c˜ao `a superf´ıcie. A Figura 3 apresenta o perfil vertical de temperatura simulados para troposfera sobre Natal-RN para o dia 01/09/2018.
Figura 3 –Perfil vertical da Temperatura constru´ıdo com dados do modelo MSIS-90 sobre a cidade de Natal-RN (01/09/2018)
A troposfera ´e altamente inst´avel devido ao aquecimento n˜ao uniforme da superf´ıcie, o ar aquecido tende a subir enquanto o mais frio a descer, gerando processos convectivos e turbulentos, assim, a troposfera domina os processos meteorol´ogicos, al´em de atuar como uma fonte secund´aria de calor consequˆencia da absor¸c˜ao da radia¸c˜ao solar vis´ıvel (NOGUEIRA, 2009).
A baixa troposfera atinge o equil´ıbrio convectivo devido a libera¸c˜ao de calor latente durante a forma¸c˜ao de nuvens e precipita¸c˜ao. Semelhante a press˜ao e a densidade, a temperatura n˜ao diminui continuamente, mas come¸ca a aumentar acima da troposfera, na estratosfera, devido a presen¸ca da camada de ozˆonio, que absorve aproximadamente 90% da radia¸c˜ao ultravioleta (UV), por¸c˜ao do espectro eletromagn´etico entre os raios X e a luz vis´ıvel, ou seja, entre 100 nm e 400 nm, em torno de 7% da radia¸c˜ao solar (JACOBS, 1999). A fronteira que separa a troposfera e a estratosfera ´e conhecida como tropopausa.
Nesta camada a temperatura ´e relativamente constante (entretanto, podem ocorrer mudan¸cas muito acentuadas com a altitude). A tropopausa envolve todo planeta, por´em, n˜ao ´e uma camada uniforme, ela ´e subdividida entre: a m´edia latitude e a tropopausa polar; e a m´edia latitude e a tropopausa tropical. A tropopausa atua como um isolante t´ermico, que resiste `a troca de ar e de calor entre a troposfera e a estratosfera, entretanto, devido a maior convec¸c˜ao, ´e poss´ıvel observar que a maior parte da troca ascendente do ar ocorre na regi˜ao da tropopausa tropical (MEHTA, 2010). Essa regi˜ao, embora n˜ao haja um consenso sobre seus limites, define as condi¸c˜oes qu´ımicas das fronteiras para a estratosfera, sendo o balan¸co radiativo desta camada, incluindo nuvens, importante para o balan¸co energ´etico global (HAYNES et al., 2001).
O acoplamento dinˆamico entre a troposfera e a estratosfera pode ser modulado pela regi˜ao da tropopausa, o que afetar´a a dinˆamica estratosf´erica e a qu´ımica do ozˆonio polar, bem como o clima superficial, particularmente em altas latitudes (SHEPHERD, 2002).
2.1.2 Estratosfera e Estratopausa
Quase toda a convec¸c˜ao ocorre mais significativamente na troposfera, o topo da con-vec¸c˜ao pode ser considerado a partir dos n´ıveis principais de fluxo convectivo, isto ´e, em aproximadamente 150 hPa, equivalentemente a 14 km de altura com rela¸c˜ao a superf´ıcie. Abaixo, o ar ´e resfriado radiativamente (diminuindo), e a subida ocorre predominante-mente na convec¸c˜ao ´umida. Acima, o ar ´e aquecido radiativamente sob todas as condi¸c˜oes do c´eu. Em geral, a convec¸c˜ao profunda atinge altitudes de 10-15 km. No entanto, al-guma convec¸c˜ao pode alcan¸car maiores altitudes, e muito raramente, pode at´e penetrar na baixa estratosfera, com evidˆencias de que pode chegar at´e 19 km (SHERWOOD, 2000). Assim a estratosfera ´e caracterizada pela alta estabilidade, por praticamente n˜ao pos-suir convec¸c˜ao, e consequentemente ventos verticais, sendo caracterizada como a parcela
estratificada da atmosfera.
Possui pouca concentra¸c˜ao de vapor d’´agua, por´em entre 20 km e 40 km, est´a locali-zada a camada de ozˆonio (O3), que absorve a radia¸c˜ao ultravioleta (0,1 µm `a 0,35 µm) proveniente do sol, sendo esta sua principal fonte de calor, por isso sua temperatura au-menta em rela¸c˜ao `a altura (BRASSEUR; SOLOMON, 1984). Na Figura 4, apresenta-se uma sondagem da concentra¸c˜ao de ozˆonio realizada em 28/04/2016, sobre Natal-RN, onde ´e poss´ıvel verificar que a maior concentra¸c˜ao ocorre entre as altitudes de 20 km e 35 km (estratosfera).
Figura 4 – Sondagem de ozˆonio realizada em Natal com dados do INPE/LAVAT/NASA
Fonte: Elaborado pelo autor (2018).
Como mencionado, a radia¸c˜ao ultravioleta (0,1 µm `a 0,35 µm) ´e absorvida por esta camada, que desempenha um importante papel no regime t´ermico desta camada. A raz˜ao para a existˆencia do ozˆonio nesses n´ıveis ´e que ele ´e produzido l´a, como um subproduto da foto-dissocia¸c˜ao (fot´olise) da mol´ecula de oxigˆenio, produzindo oxigˆenio atˆomico que depois se combina com o oxigˆenio molecular, assim:
O2+ hν −→ O + O
O + O2 + M −→ O3+ M
Onde hν ´e a energia do f´oton (ν ´e a frequˆencia e h ´e a constante de Planck) e M ´e um terceiro corpo. O ozˆonio absorve a radia¸c˜ao UV e com a baixa densidade presente em altitudes estratosf´ericas, est´a absor¸c˜ao ´e um eficiente mecanismo de transferˆencia de energia cin´etica para um n´umero relativamente pequeno de mol´eculas causando aumento da temperatura desde a tropopausa at´e uma altitude de 50 km (DZELALIJA, 2004). O
ozˆonio resultante, atrav´es de suas propriedades radiativas, ´e a raz˜ao para existˆencia da estratosfera. A concentra¸c˜ao do ozˆonio varia com a latitude, com a ´epoca do ano e com maior ou menor atividade do Sol (BRASSEUR; SOLOMON, 1984). A regi˜ao equatorial recebe uma consider´avel quantidade de radia¸c˜ao durante o ano todo, j´a as regi˜oes polares n˜ao, sendo assim, a absor¸c˜ao de radia¸c˜ao UV pelo ozˆonio ´e menor nas regi˜oes polares, e durante o inverno polar existe per´ıodos em que n˜ao existe absor¸c˜ao, o que causa maior concentra¸c˜ao de ozˆonio nessas regi˜oes.
A fronteira que separa a estratosfera da mesosfera ´e chamada de estratopausa, a qual ocorre na altitude de 45-55 km, a um n´ıvel em que a temperatura para de aumentar com a altitude. A temperatura da estratopausa varia na faixa entre 240 K e 290 K sobre o inverno e o ver˜ao.
2.1.3 Mesosfera e Mesopausa
Diferentemente da estratosfera, a mesosfera ´e altamente inst´avel. A mesosfera ´e domi-nada pelo oxigˆenio molecular (O2) e di´oxido de carbono (CO2). O aquecimento radiativo do oxigˆenio molecular e o resfriamento pela emiss˜ao de infravermelho do di´oxido de Car-bono, regem o balan¸co de energia nesta regi˜ao. A temperatura decai rapidamente desde a estratopausa, sua principal fonte de calor. Est´a localizada entre 55 km at´e uma altitude entre 80 e 90 km. Comparada as regi˜oes mais abaixo, as concentra¸c˜oes de ozˆonio e vapor d’´agua na mesosfera s˜ao insignificantes, por isso as baixas temperaturas. Sua composi¸c˜ao qu´ımica ´e bastante uniforme. A press˜ao ´e muito baixa, pois possui baixa concentra¸c˜ao de mol´eculas. Nessa regi˜ao que ocorre o fenˆomeno da aeroluminescˆencia, as auroras. Mesmo com a baixa concentra¸c˜ao de part´ıculas, esta camada oferece resistˆencia aos objetos que entram na atmosfera terrestre por causa da intera¸c˜ao gravitacional, como por exemplo, meteoros.
Dentro da Mesosfera, come¸ca uma camada onde os gases que a comp˜oe s˜ao fracamente ionizados pela radia¸c˜ao solar, ou seja, em estado f´ısico de plasma. Esta camada ´e denomi-nada ionosfera. Na ionosfera ocorrem diversos fenˆomenos de car´ater f´ısico, principalmente eletromagn´eticos. A essencial causa da ioniza¸c˜ao ´e a radia¸c˜ao solar de altas frequˆencias, na faixa do extremo ultravioleta e raios-X (HARGREAVES, 1992). Outra fonte de io-niza¸c˜ao s˜ao os raios c´osmicos e a pr´opria colis˜ao entre as part´ıculas da atmosfera. Na ionosfera a densidade de ´ıons e el´etrons ´e suficiente para acometer a propaga¸c˜ao de ondas de radiofrequˆencia (RISHBETH, 1988). A ionosfera ´e dividida em trˆes regi˜oes; Regi˜ao D, E e F, como ´e apresentado na Figura 5. As regi˜oes est˜ao alocadas em alturas distintas por processos f´ısico-qu´ımicos, assim cada regi˜ao possui certa densidade eletrˆonica (KELLEY, 2009).
Figura 5 –Perfil vertical de temperatura na atmosfera neutra e da densidade eletrˆonica da ionosfera
Fonte: Kelley (2009).
A mesopausa, que separa a termosfera e a mesosfera, ´e a mais fria regi˜ao da atmosfera terrestre, cuja temperatura ´e 180 K em uma altitude entre 80 e 100 km. Essa regi˜ao ´e mais fria no ver˜ao que no inverno, em especial nas regi˜oes polares (ANDREWS et al., 1987). As baixas temperaturas desta regi˜ao n˜ao podem ser descritas apenas por meio de considera¸c˜oes radiativas. ´E de fundamental importˆancia investigar os processos dinˆamicos provenientes dos movimentos ondulat´orios e de transferˆencia de momentum (ALVES, 2007). A regi˜ao da mesopausa ´e de dif´ıcil acesso, pois est´a acima das altitudes que bal˜oes podem alcan¸car e abaixo das ´orbitas de sat´elites (PILLAT, 2006). No entanto, v´arios modelos sobre esta regi˜ao da atmosfera s˜ao baseados em dados de sondagem por meio de foguetes e lasers de detec¸c˜ao do tipo LIDAR (da linga inglesa Light Detection And Ranging). Muitos estudos atestam a credibilidade desses modelos por meio da compara¸c˜ao com dados experimentais de radiossondas e espectrˆometros de massa.
2.1.4 Termosfera
´
E a regi˜ao de altas temperaturas, acima da mesosfera e inclui a ionosfera. Situa-se al´em dos 90 km de altura e se estende por v´arias centenas de quilˆometros dependendo, da atividade solar, podendo ser localizada entre 250 e 1000 km (BAUER; LEMMER, 2004). Sua ´unica fonte de energia ´e incidˆencia direta da radia¸c˜ao solar. ´E nesta regi˜ao que a radia¸c˜ao ultravioleta de onda curta ´e absorvida pelo oxigˆenio, aquecendo a regi˜ao. Mol´eculas (incluindo O2) s˜ao dissociados pelo UV de alta energia. Nesta regi˜ao h´a um cont´ınuo aumento da temperatura com a altura, que pode oscilar, entre o dia e a noite,
na ordem de 1000 K - 2000 K (RISHBETH; GARRIOTT, 1969). As densidades de mol´eculas tornam-se muito baixas, assim raramente elas se chocam entre si (BRAESSUR; SOLOMON, 1984). Por causa da escassez de mol´eculas poliatˆomicas, a perda de energia do infravermelho ´e fraca, assim a temperatura da regi˜ao fica muito alta.
O aquecimento na termosfera n˜ao acontece de uma forma uniforme, devido `a altera¸c˜ao da intensidade da radia¸c˜ao solar, mas tamb´em `a varia¸c˜ao da densidade atmosf´erica. Ao absorver a radia¸c˜ao solar, a atmosfera sofre uma expans˜ao, o que origina gradientes ho-rizontais de press˜ao, por conseguinte provocam os ventos neutros, chamados de ventos termosf´ericos (C ˆANDIDO, 2008).
Al´em de estruturar a atmosfera terrestre usando como principal parˆametro a tempe-ratura, a atmosfera tamb´em pode ser segmentada de acordo com composi¸c˜ao qu´ımica, sendo subdividida em homosfera, heterosfera e exosfera.
2.1.5 Estrutura atmosf´erica com rela¸c˜ao a sua composi¸c˜ao qu´ımica
A Terra possui uma camada atmosf´erica relativamente fina, pois 99% dos gases que a comp˜oe est˜ao compreendidos at´e uma altura de 32 km (0,25% do diˆametro do planeta). A atmosfera terrestre ´e constitu´ıda por uma variedade de gases, sendo majoritariamente 78,08% de g´as Nitrogˆenio (N2), 20,90% de g´as Oxigˆenio (O2) e 0,90% de Argˆonio (Ar). O restante est´a distribu´ıdo entre g´as carbˆonico (CO2), Neˆonio (Ne), Metano (CH4), Ozˆonio (O3) e vapor d’´agua e vapor d’´agua (WALLACE; HOBBS, 2006). Desde a superf´ıcie at´e aproximadamente 100 km de altitude, a atmosfera apresenta uma composi¸c˜ao homogˆenea, formando a regi˜ao denominada Homosfera. A partir dos 100 km de altitude, n˜ao existe mais uma composi¸c˜ao homogˆenea de gases, logo, formam-se diversas camadas com com-posi¸c˜ao diferente e os elementos se distribuem conforme o peso atˆomico: os mais pesados embaixo e os mais leves em cima, sendo esta regi˜ao chamada Heterosfera (HARGREA-VES, 1992). A Exosfera ´e a regi˜ao atmosf´erica mais distante, sendo localizada acima dos 500 km de altura. O limite superior desta camada se estende at´e uma altitude de 1000 km, sendo considerada como uma zona de transi¸c˜ao entre a atmosfera terrestre e o espa¸co interplanet´ario (BRAESSUR; SOLOMON, 1984).
N˜ao ´e somente a comunidade cient´ıfica que possui interesse em estudar a atmosfera terrestre. Outras entidades possuem preocupa¸c˜oes em investigar e at´e mesmo criar mo-delos atmosf´ericos, sendo o caso da Organiza¸c˜ao Internacional de Avia¸c˜ao Civil (ICAO), pois os avi˜oes comerciais se utilizam de rotas que passam pela alta troposfera, at´e a baixa estratosfera, devido `a ausˆencia de movimentos turbulentos. Para entender melhor o com-portamento t´ermico desta regi˜ao, ´e importante definir o conceito de temperatura potencial e temperatura efetiva.
2.2 Temperatura Potencial
A temperatura potencial (θ) ´e definida como a temperatura que uma parcela de ar teria se sofresse uma expans˜ao ou uma compress˜ao adiab´atica, a partir da press˜ao normal, isto ´e, 1000 hPa. Considerando a equa¸c˜ao 2.41 e considerando a atmosfera como um g´as ideal, tem-se que, para um mol de um g´as ideal:
P V = RT (2.48) Logo: dT dP = RT P CP (2.49) CP R dT T = dP P (2.50)
Integrando a equa¸c˜ao 2.50, a partir de P = 1000 hPa, intensidade aproximada da press˜ao na superf´ıcie, tem-se que:
Z θ T dT T = R CP Z 1000 P dP P (2.51) θ = T 1000 P CPR (2.52) Onde CR P = 0, 286.
Para P = P0 a temperatura potencial ´e igual `a temperatura da superf´ıcie. Em um processo adiab´atico a temperatura potencial se conserva (SEINFELD; PANDIS, 2016). A equa¸c˜ao 2.52 tamb´em ´e ´util na an´alise de estabilidade da atmosfera. Se a parcela adiab´atica de ar seco est´a sempre em equil´ıbrio com o ambiente durante o seu movimento a partir da posi¸c˜ao inicial para a superf´ıcie, a atmosfera, por defini¸c˜ao, ´e neutra e satisfaz o gradiente de temperatura, descrito na equa¸c˜ao 2.47.
2.3 Temperatura Efetiva
Temperatura efetiva ´e a temperatura calculada a partir do contrabalanceamento da energia irradiada pelo sol e da energia absorvida pelo planeta. Quando a energia radiante incide em uma superf´ıcie, ela pode ser parcialmente ou totalmente absorvida, refletida ou transmitida. Para o planeta Terra, o Sol ´e a principal fonte de radia¸c˜ao.
´
E de essencial importˆancia identificar a dinˆamica relativa `a emiss˜ao de radia¸c˜ao solar e os processos termodinˆamicos da atmosfera terrestre, uma vez que o Sol ´e a principal for¸cante atmosf´erica.
O Sol ´e considerado uma estrela normal, amarelada, com raio da ordem de 6,96 .105 km. Possui 70,57% de sua massa formada por hidrogˆenio, 27,52 % de h´elio e o restante de outros elementos mais pesados que o h´elio (KEPLER; SARAIVA, 2014). A superf´ıcie do Sol ´e conhecida como fotosfera, esta regi˜ao produz praticamente toda radia¸c˜ao recebida pela Terra, que se aproxima da radia¸c˜ao de um corpo negro com uma temperatura efetiva de aproximadamente 5780 K (BOHREN; CLOTHIAUX, 2006). Uma forma de obter a temperatura na superf´ıcie do Sol ´e aplicando da lei de Stefan Boltzmann. A energia emitida por unidade de tempo em todo o espectro por um corpo negro a temperatura T ´e dada por: ε = σT4 (2.53) ε = P A (2.54) P = AσT4 (2.55) σ = 5, 67.10−8 W/m2K4 ´e a constante de Stefan-Boltzmann.
Onde A ´e a ´area da superf´ıcie do corpo. A temperatura efetiva (T ) do Sol ser´a a de um corpo negro de mesma ´area (A) que emita a energia por unidade de tempo (P ) do Sol.
A densidade do fluxo de radia¸c˜ao emitida pelo Sol (I ) ´e da ordem de 6, 28.107 W/m2 (WALLACE; HOBBS, 2006). No entanto o fluxo total da radia¸c˜ao solar medida na orbita da Terra ´e denominado constante solar (φ). A densidade de fluxo de radia¸c˜ao pode ser representada da seguinte forma:
I = P
A (2.56)
P = I.A (2.57)
P = A .I (2.58)
Pela lei de Stefan-Boltzmann:
PT erra= Aorb.φ (2.59)
Supondo que o Sol emite em todas as dire¸c˜oes de forma is´otropa, e que a potˆencia de uma onda eletromagn´etica ´e sempre a mesma, ou seja, a potˆencia da radia¸c˜ao na superf´ıcie do Sol (P ) ´e a mesma na orbita da Terra, logo:
P = PT erra (2.60)
A .I = Aorb.φ (2.61)
Considerando que o Sol ´e uma esfera de raio R, e que a intensidade da radia¸c˜ao solar a uma distˆancia d do centro do Sol, por exemplo, na Terra (verificar Figura 6) onde a distˆancia m´edia (d) entre a Terra e o Sol ´e da ordem de 1,496. 108 Km.
Figura 6 –Ilustra¸c˜ao da distˆancia entre o centro do Sol e a ´orbita da Terra
Fonte: Adaptado de IQBAL (1983). Sendo a ´area de uma esfera dada por:
A = 4πr2 (2.62)
Como a radia¸c˜ao ´e emitida em todas as dire¸c˜oes, o ponto no qual a Terra a intercepta, possui ´area dada por:
A = 4πd2 (2.63)
Logo, substituindo as equa¸c˜oes 2.62 e 2.63 na equa¸c˜ao 2.61, tem-se que:
R2 .I = d2.φ (2.64)
Portanto a constante solar pode ser obtida por:
φ = I R d 2 (2.65)
A constante solar ´e medida por sat´elites e observa-se que seu valor sofre pequenas varia¸c˜oes. Em m´edia sua medida ´e da ordem de 1368 W/m2 (KOOP; LEAN, 2011).
Nem toda radia¸c˜ao incidente sobre o planeta ´e absorvida pela atmosfera, pois uma parte ´e refletida (por nuvens ou pela superf´ıcie) e volta para o espa¸co. A raz˜ao entre a radia¸c˜ao refletida e a absorvida ´e chamada de Albedo (DUFFIE; BECKMAN, 1991). A taxa de energia radiante absorvida (εa) pela Terra pode ser calculada utilizando a seguinte express˜ao:
εa= πR2T erraφ(1 − a) (2.66)
Onde, a = 0,31 representa o albedo m´edio planet´ario da Terra (WALLACE; HOBBS, 2006).
Pela lei de Stefan-Boltzmann a taxa da energia irradiada pela Terra ´e dada por:
εi = 4πR2T erraσT4 (2.67)
Igualando a equa¸c˜ao 2.65 com 2.66 a temperatura efetiva (Te) do planeta ser´a equiva-lente `a de um corpo negro.
T = 4
s
φ(1 − a
4σ (2.68)
A temperatura efetiva do planeta n˜ao depende do seu tamanho, depende apenas da distˆancia at´e a estrela (Sol) e do albedo. Substituindo os termos da equa¸c˜ao 2.67, o valor encontrado para a temperatura efetiva da Terra ´e da ordem de 255 K (–18◦C), por´em, a temperatura da superf´ıcie do planeta, ´e de aproximadamente 289 K (16◦C) (WALLACE; HOBBS, 2006). Devido aos fenˆomenos internos da atmosfera que envolvem trocas de calor com a superf´ıcie e com os oceanos, o valor te´orico apresenta uma acentuada diferen¸ca com o valor medido. Em Natal-RN, a temperatura da superf´ıcie ´e de aproximadamente 297 K (24◦C) (ALC ˆANTARA, 2015). A ´area de estudo fica localizada em uma regi˜ao definida como tropical, sendo assim, a atmosfera, mais especificamente a tropopausa, sobre a Natal-RN est´a compreendida entre a regi˜ao equatorial at´e m´edias latitudes. Portanto ´e necess´ario identificar os principais aspectos e parˆametros da tropopausa tropical.
2.4 Tropopausa Tropical
A tropopausa possui uma estrutura vertical e ´e definida como uma regi˜ao sem um limite fixo. A altitude da tropopausa revela uma varia¸c˜ao temporal, existindo um movimento vertical da tropopausa, centrado no per´ıodo semi-solar. A mudan¸ca latitudinal da altitude da tropopausa varia entre 7 km e 10 km em regi˜oes polares `a 16 km e 18 km nos tr´opicos. A tropopausa tropical ´e mais alta e mais fria, que a tropopausa polar, sendo esta mais baixa e mais quente. A altitude da tropopausa tamb´em varia de acordo com os m´aximos e m´ınimos de temperatura, com baixa altitude da tropopausa em m´ınimos frios e alta em m´aximos quentes, exibindo flutua¸c˜oes ao longo do ano. (MOHANAKUMAR, 2008).
Existem v´arias defini¸c˜oes para tropopausa tropical que possuem algumas vantagens e desvantagens. Estas defini¸c˜oes s˜ao baseadas nas propriedades t´ermicas da atmosfera tropical.
2.4.1 Taxa de “lapso” da tropopausa
´
E definida pela Organiza¸c˜ao Meteorol´ogica Mundial como o mais baixo n´ıvel no qual a temperatura varia 2 K/km ou menos, desde que a taxa m´edia de lapso entre este n´ıvel e todos os n´ıveis mais elevados dentro de 2 km n˜ao exceda 2 K/km (WMO, 1957). No
entanto, esse n´ıvel ´e arbitrariamente definido para uso operacional e tem uma significˆancia f´ısica limitada (REID; GAGE, 1985).
2.4.2 A temperatura m´ınima ou ponto frio da tropopausa
O ponto frio de m´ınima temperatura da tropopausa foi considerado importante para a troca estratosfera-troposfera (SELKIRK,1993). Este ponto pode coincidir com a taxa de lapso, mas geralmente est´a acima dela. Observa-se tamb´em que a taxa de lapso e a temperatura m´ınima, muitas vezes se encontram dentro de uma camada de transi¸c˜ao est´avel e de profundidade vari´avel, superpondo a camada mais profunda e perifericamente est´avel na troposfera superior. A temperatura m´ınima ´e apenas uma defini¸c˜ao confi´avel, quando a estratosfera inferior n˜ao ´e pr´oxima de uma isot´ermica.
2.4.3 O n´ıvel de 100 hPa
O n´ıvel de 100 hPa foi usado como n´ıvel de referˆencia para a tropopausa tropical (MOTE et al., 1996), devido a sua efic´acia em modelos atmosf´ericos. O n´ıvel de 100 hPa `
as vezes ´e usado como substituto da tropopausa tropical (FREDERICK; DOUGLASS, 1983).
2.4.4 Varia¸c˜ao da tropopausa com o ciclo solar
A varia¸c˜ao da altitude da tropopausa aumenta com a intensifica¸c˜ao do n´umero de manchas solares (STRANZ, 1959). A varia¸c˜ao observada na altitude da tropopausa tro-pical pode ser explicada se a constante solar variar ao menos 1% durante o ciclo de 11 anos da atividade solar (GAGE; REID, 1981). Durante o voo do radiˆometro de um fo-guete entre junho de 1976 e novembro de 1978, foi verificado um aumento de 0,4% de luminosidade solar (KOSTERS; MURCRAY, 1979), em um intervalo em que o n´umero m´edio mensal de manchas solares aumentou de 12 para 97 (GAGE; REID, 1981). Com base nesta observa¸c˜ao, ´e representado que o oceano tropical atua como um gigantesco recipiente de ´agua que responde a pequenas flutua¸c˜oes na produ¸c˜ao radiativa do sol, e que estas mudan¸cas resultam em varia¸c˜oes na temperatura m´edia da superf´ıcie do mar, que s˜ao ampliadas na tropopausa por meio da libera¸c˜ao de calor latente na convec¸c˜ao de cumulus profundos, nos tr´opicos.
A intensifica¸c˜ao de emiss˜ao da radia¸c˜ao UV aumentar´a a temperatura potencial na estratosfera inferior, o que levar´a a diminuir a altura da base da tropopausa. No entanto, a tropopausa pode diminuir devido a dinˆamicas que ainda n˜ao s˜ao claras no momento. A conex˜ao entre a atividade solar e a tropopausa tem implica¸c˜oes no clima global (GAGE; REID, 1981).
A tropopausa tropical tamb´em possui varia¸c˜oes interanuais, ligadas `a oscila¸c˜ao quase-bienal da estratosfera equatorial, ao El Ni˜no e `as erup¸c˜oes vulcˆanicas. Os fatores que determinam a altitude e as propriedades f´ısicas da tropopausa tropical n˜ao s˜ao totalmente compreendidos, embora o fato seja que a troposfera seja aquecida pela superf´ıcie e que a estratosfera seja aquecida internamente pela absor¸c˜ao direta da radia¸c˜ao solar, garante que um m´ınimo de temperatura deve existir. A principal fonte de perturba¸c˜ao na altitude da tropopausa ´e a Zona de Convergˆencia Intertropical (ZCIT ), que impulsiona continuamente a tropopausa para cima, sendo que, para cada 1 km movimentado pela tropopausa, sua temperatura reduz em cerca de 10 K. Portanto, em ´areas e tamb´em em tempos quando a tropopausa ´e excepcionalmente alta, sua temperatura se torna muito baixa, `as vezes abaixo dos 190 K. Por outro lado, as condi¸c˜oes frias na troposfera, levam a uma tropopausa mais baixa, evidentemente devido `a fraca convec¸c˜ao (MOHANAKUMAR, 2008).
2.5 Zona de Convergˆencia Intertropical
A Zona de Convergˆencia Intertropical (ZCIT) ´e o mais importante sistema atmosf´erico para gera¸c˜ao de precipita¸c˜ao nos tr´opicos (WALISER; GAUTIER, 1993). Movimenta-se do HN para o HS (CITEAU et al.,1988), onde fica posicionada mais ao norte durante o ver˜ao boreal (junho, julho e agosto) e localiza-se mais ao sul durante os meses de dezembro, janeiro e fevereiro (HASTENRATH; LAMB, 1977). Hastenrath (1985) detalha que a ZCIT se encontra mais ao norte entre 10◦N e 14◦ N no per´ıodo de agosto a setembro, e desloca-se para uma localiza¸c˜ao mais ao sul, at´e aproximadamente 4◦ S, durante mar¸co e abril. Frierson et al. (2013) mostrou mediante observa¸c˜ao de 31 anos de dados, que a posi¸c˜ao m´edia da ZCIT ´e dada pelo pico m´aximo de precipita¸c˜ao, tendo como localiza¸c˜ao latitudinal m´edia 7◦ N. A Figura 7 apresenta um dos resultados desse estudo, onde foram utilizados dados de precipita¸c˜ao m´edia anual do Projeto de Climatologia da Precipita¸c˜ao Global entre os anos de 2001 a 2010.
Figura 7 –Posi¸c˜ao m´edia da ZCIT, obtida por meio da precipita¸c˜ao m´edia anual entre os anos de 2001–2010
Fonte: Frierson et al. (2013).
A ZCIT encontra-se na corrente ascendente da c´elula de Hadley, circula¸c˜ao que opera no sentido de transferir calor e umidade dos oceanos, para os n´ıveis mais altos da tro-posfera (UVO, 1989). Nobre e Molion (1986) relacionam a localiza¸c˜ao da ZCIT com a Temperatura de Superf´ıcie do Mar (TSM), assim, est´a frequentemente situada sobre altas TSM. Frierson et al. (2013) discute a intera¸c˜ao entre as circula¸c˜oes de revolvimento me-ridionais do Atlˆantico (AMOC) e da Atmosfera (c´elulas de Hadley), no posicionamento da ZCIT. No oceano Atlˆantico ocorre transporte de energia do HS para HN atrav´es da AMOC, o que intensifica o aumento de temperatura da superf´ıcie do Atlˆantico Norte, por estar mais aquecido, o HN libera mais radia¸c˜ao de onda longa para a atmosfera local do que o HS. Por consequˆencia, da presen¸ca da ZCIT gera uma diferen¸ca de press˜ao entre os hemisf´erios, que ´e suficientemente grande para criar ventos meridionais na alta troposfera que transportam esta energia atrav´es do equador pela alta troposfera, na qual parte desta energia ´e transferida por v´ortices atmosf´ericos, como mostrado na Figura 8.
Figura 8 – Ilustra¸c˜ao do acoplamento ente a AMOC e a c´elula de Hadley
Fonte: Aimola e Moura (2016).
Donohoe et al. (2013) revela que a intensidade do transporte de energia meridional de calor na atmosfera ´e proporcional ao deslocamento da ZCIT em rela¸c˜ao ao equador, por´em em sentidos opostos, ou seja, quanto mais ao norte ou ao sul do equador a ZCIT estiver localizada, mais intenso ser´a a transferˆencia de calor na dire¸c˜ao oposta.
No Brasil a ZCIT influencia principalmente no aumento significativo da precipita¸c˜ao no Norte (N) e Nordeste (NE) do pa´ıs (UVO: NOBRE, 1989). Segundo Uvo (1989) o per´ıodo chuvoso no nordeste brasileiro ocorre durante os meses de mar¸co e abril. Melo et al. (2009) discuti que em anos de intensas chuvas no NE, a ZCIT pode atingir uma localiza¸c˜ao de at´e 5◦S.
3 MATERIAL E M´ETODOS
Os dados utilizados neste trabalho, foram obtidos por sondagens executadas por meio de bal˜oes meteorol´ogicos lan¸cados pelo Centro de Lan¸camento da Barreira do Inferno (CLBI), com base nas medidas de temperatura coletadas entre os anos de 1996 a 2014. Tamb´em foram coletados dados da plataforma digital do Departamento de Ciˆencias At-mosf´ericas da Universidade de Wyoming, que possui um banco de dados de radiossonda-gem de v´arias regi˜oes do mundo.
Neste cap´ıtulo ser´a exposto como foram realizadas as sondagens pelo CLBI e os m´etodos utilizados no tratamento dos dados, para se conceber os resultados desta pes-quisa.
3.1 Dados de bal˜oes meteorol´ogicos do CLBI
O Centro de Lan¸camento da Barreira do Inferno est´a localizado na cidade de Parnamirim-RN, regi˜ao metropolitana de Natal-RN, em uma ´area militar, de preserva¸c˜ao ambiental, as margens do Oceano Atlˆantico, como pode ser verificado na Figura 9.
Figura 9 – Centro de Lan¸camento da Barreira do Inferno
Fonte: www.clbi.cta.br/internet/images/phocagallery/galeria1/historico4.jpg Acesso em: se-tembro de 2017.
O CLBI executa lan¸camento e rastreio de foguetes, al´em disso, possui uma Esta¸c˜ao Meteorol´ogica desde 1967. Diariamente, ocorre lan¸camentos de bal˜oes meteorol´ogicos com sondas comerciais, tendo como finalidade obter dados de orienta¸c˜ao dos ventos, tempera-tura, press˜ao e umidade relativa, desde a superf´ıcie at´e uma altura de aproximadamente 25 km.
A Figura 10 apresenta a sonda utilizada, que ´e do tipo Vaisala, que cont´em sensores de temperatura, press˜ao, umidade relativa e dire¸c˜ao do vento; localizador GPS e uma antena de transmiss˜ao UHF.
Figura 10 –Sonda Vaisala e seu detalhamento
Fonte: OLIVEIRA et al. (2016).
Momentos antes do lan¸camento, ´e feita uma apura¸c˜ao das condi¸c˜oes meteorol´ogicas da regi˜ao. S˜ao obtidos dados de superf´ıcie da press˜ao, temperatura, umidade relativa e velocidade dos ventos, a Figura 11 exibe os equipamentos que realizam as medidas desses parˆametros. Em seguida a sonda ´e calibrada com estes dados iniciais, e passa por um processo de sincroniza¸c˜ao, para adquirir a localiza¸c˜ao, por meio de sat´elites GPS.
Figura 11 –Instrumentos de superf´ıcie da esta¸c˜ao meteorol´ogica. (a) Esta¸c˜ao com sensores de temperatura, press˜ao e umidade relativa; (b) Barˆometros; (c) Pluviˆometro; (d) Sincronizador realizando o processo de localiza¸c˜ao
Fonte: OLIVEIRA et al. (2016).
Os bal˜oes meteorol´ogicos do CLBI s˜ao inflados com hidrogˆenio. O g´as ´e produzido no pr´oprio centro, atrav´es de Eletr´olise da ´agua. A Figura 12 apresenta o processo de enchimento, onde o bal˜ao dever´a ser capaz de levantar uma massa de aproximadamente 1 kg, e em seguida ele ´e lan¸cado.
Figura 12 – (a) Bal˜ao em processo de enchimento; (b) Bal˜ao ap´os o lan¸camento
Fonte: OLIVEIRA et al. (2016).
Os bal˜oes utilizados nos lan¸camentos s˜ao produzidos pela empresa Kaymont Consoli-dated Industries, possuem aproximadamente 350 gramas (vazio), s˜ao constitu´ıdos de nylon
e n˜ao s˜ao reutiliz´aveis.
Os dados das sondagens s˜ao armazenados em arquivos com formato txt. Neles est˜ao descritos: um cabe¸calho, o qual possui informa¸c˜oes sobre a data, o hor´ario e coordenadas do lan¸camento; e os dados coletados, tempo de voo, press˜ao, altura, temperatura, umidade relativa e dire¸c˜ao do vento, como pode ser verificado na Figura 13.
Figura 13 –Dados brutos da sondagem
Fonte: Elaborado pelo autor (2018).
As radiossondagens utilizadas neste trabalho entre os anos de 1986 a 1995 e 2015 a 2018, foram coletadas do banco de dados do Departamento de Ciˆencias Atmosf´ericas da Universidade de Wyoming, disponibilizado por meio do endere¸co eletrˆonico: we-ather.uwyo.edu/upperair/sounding.html
A Figura 14mostra como ´e apresentada a tela inicial do site ao usu´ario, onde deve-se escolher os seguintes parˆametros: Regi˜ao, tipo de apresenta¸c˜ao de dados, ano, mˆes, data inicial, data final e c´odigo da esta¸c˜ao, onde esse ´ultimo possui como identifica¸c˜ao para Natal-RN os d´ıgitos: 82599 SBNT; sendo esta a informa¸c˜ao aeron´autica do aeroporto de Natal-RN. Os dispostos s˜ao de sondagens feitas em aeroportos, por meio de bal˜oes meteorol´ogicos, lan¸cados de forma semelhante aos do CLBI.
Figura 14 –Tela de apresenta¸c˜ao do banco de dados do Departamento de Ciˆencias Atmosf´ericas da Universidade de Wyoming
Fonte: Elaborado pelo autor (2018).
Foram analisados um total de 6601 casos diurnos e 2855 noturnos, entre 11/09/1986 `
a 22/12/2018, nesse per´ıodo s˜ao contabilizados trˆes ciclos solares: ciclo 22 (setembro de 1986 - maio 1996), ciclo 23 (maio 1996 - dezembro 2008) e ciclo 24 (dezembro 2008 – atu-almente). Para verificar parˆametros que definem a atividade solar, foram utilizados dados do n´umero de manchas solares, os quais foram obtidos no endere¸co eletrˆonico do Centro de An´alises de Dados de Influˆencias Solares (SIDC: http://www.sidc.be/silso/datafiles). Como tamb´em dados da energia m´edia irradiada para o planeta Terra, chamada de ir-radiˆancia solar total, que possui pequenas varia¸c˜oes ao longo do ciclo solar, estes da-dos est˜ao dispon´ıveis no endere¸co eletrˆonico da Administra¸c˜ao Nacional Oceˆanica e At-mosf´erica (NOAA: https://www.ngdc.noaa.gov/stp/solar/solarirrad.html).
Al´em dos dados de temperatura, outras vari´aveis tamb´em foram utilizadas neste tra-balho, como os dados di´arios de precipita¸c˜ao em Natal-RN, entre os anos de 2007 a 2018, obtidos por meio do banco de dados do INMET, que fornece informa¸c˜oes de vari´aveis meteorol´ogicas para usu´arios cadastrados em sua plataforma. Para esse trabalho foram utilizados dados da precipita¸c˜ao acumulada em mil´ımetros (mm), para cada esta¸c˜ao do ano, e ainda, fez-se trˆes classifica¸c˜oes para precipita¸c˜ao:
2) Maior que 2 mm e menor 20 mm, chuva moderada;
3) Maior que 20 mm chuva forte;
Al´em disso, utilizou-se dados da rean´alise CFSR (do idioma inglˆes: Climate Forecast System Reanalysis), com valores dos fluxos de calor sens´ıvel e calor latente, e precipita¸c˜ao, obtidos por meio da computa¸c˜ao em nuvem do Google’s Earth Engine.
Para realizar o tratamento dos dados foram utilizadas t´ecnicas, que ser˜ao detalhadas no t´opico seguinte.
3.2 Tratamento dos dados
Os perfis de temperatura foram constru´ıdos usando valores de altitude em quilˆometro (km) e temperatura em Kelvin (K). Em seguida foi realizada uma suaviza¸c˜ao utilizando o m´etodo de Savitzky-Golay, no qual, ´e feita a filtragem e a regress˜ao dos dados, gerando assim uma curva de ajuste (SAVITZKY; GOLAY, 1964). Na Figura 15, apresenta-se v´arios gr´aficos de alguns dias da primeira semana do mˆes de mar¸co do ano de 2014 e a curva ajustada (tracejada).
Figura 15 –Perfis de temperatura constru´ıdos com os dados dos bal˜oes lan¸cados pelo CLBI, durante o mˆes de mar¸co de 2014, em compara¸c˜ao o perfil ajustado
Fonte: Elaborado pelo autor (2018).
Para auxiliar no tratamento dos dados brutos, foi desenvolvido um programa em lin-guagem Java. Java ´e uma linguagem de programa¸c˜ao orientada a objetos elaborada em
1995 pela empresa Sun Microsystems. Possui sintaxe parecida com a linguagem C++, disp˜oe de licen¸ca p´ublica, al´em de ser port´avel em diferentes sistemas operacionais, por-tanto, n˜ao ´e necess´ario gerar uma vers˜ao para cada plataforma.
No aplicativo produzido os arquivos das sondagens s˜ao importados, por conseguinte ´e mostrado o desempenho do bal˜ao durante a subida, al´em de separar os valores desejados. Na Figura 16, identifica-se a tela de sa´ıda do programa, que apresenta ao usu´ario um gr´afico com o perfil vertical da temperatura medida pelo bal˜ao; e ao lado, uma tabela com a data do lan¸camento, hor´ario do lan¸camento em Universal Time (UT), a temperatura m´ınima medida, a altura onde foi medida essa temperatura, o tempo de voo, a altura m´axima que o bal˜ao atingiu e sua velocidade m´edia.
Figura 16 – Tela de sa´ıda do programa desenvolvido em linguagem Java
Fonte: Elaborado pelo autor (2018).
O programa tamb´em possui op¸c˜oes de armazenamento para o gr´afico, em formato PNG, e para a tabela, com as vari´aveis de sa´ıda detalhadas anteriormente em formato txt. De posse dos valores da temperatura m´ınima da tropopausa, e da altura do ponto frio, foi poss´ıvel realizar diversas an´alises, acerca da dinˆamica da tropopausa sobre Natal-RN. A Figura 17 apresenta, todos os dados temperatura m´ınima coletados, para o per´ıodo diurno (gr´afico A) e noturno (gr´afico B).
Figura 17 –Dados da temperatura m´ınima: A) Diurno (1986-2018); B) Noturno (2007-2018)
Fonte: Elaborado pelo autor (2018).
Para cada turno foi obtido uma m´edia anual da temperatura da tropopausa, na qual, esta m´edia foi obtida pelo m´etodo da Transformada r´apida de Fourier.
3.3 Transformada r´apida de Fourier (FFT)
Os dados que apresentam tra¸cos de periodicidade, podem ser tratados com o m´etodos de an´alise da Transformada R´apida de Fourier(FFT do inglˆes, Fast Fourier Transform). A FFT ´e um recurso de an´alise, que consiste em definir que um dado com um compor-tamento oscilat´orio pode ser investigado como uma soma discreta ou cont´ınua de fun¸c˜oes trigonom´etricas. A FFT modifica a quantidade de opera¸c˜oes, de forma a reduzi-las, au-mentando a velocidade de processamento dos dados.
Rangel et al. (2018) utiliza a Transformada de Fourier como t´ecnica para preenchi-mento de falhas em uma s´erie temporal de intensidade do vento, Oliveira et al. (2016) utiliza o FFT para determinar a frequˆencia padr˜ao de perturba¸c˜oes na baixa estratos-fera, entre outros trabalhos que utilizam esta ferramenta para gerar valores de vari´aveis atmosf´ericas, na qual o comportamento ´e peri´odico. Para este trabalho, foi realizado o FFT para cada dia do ano, ao aplicar a transformada, o valor da amplitude fornecida pelo m´etodo ´e igual ao valor m´edio, ou seja, a temperatura m´ınima m´edia para aquele dia do ano, como ´e apresentado na Figura 18, onde ´e poss´ıvel observar o FFT para o dia 134 (14 de maio) entre os anos de 1996-2018, sendo o valor da amplitude de aproximadamente 190,11 K.
Figura 18 –FFT para o dia 14 de maio entre os anos de 1996 – 2018
Fonte: Elaborado pelo autor (2019).
Com esse m´etodo foi encontrada uma curva de ajuste da m´edia anual da temperatura estimada da tropopausa. A Figura ??apresenta a regress˜ao linear feita entre os dados observados pela sondagem e o ajuste estimado encontrado com o FFT. Observa-se que o coeficiente de correla¸c˜ao linear de Pearson (r ), obtido com a regress˜ao, foi de aproxima-damente 0,71, valor que estatisticamente ´e interpretado como de forte correla¸c˜ao.
Figura 19 – Regress˜ao linear entre a temperatura observada e a estimada
Fonte: Elaborado pelo autor (2019).
Os valores estimados foram comprados com um modelo de referˆencia que auxilia na identifica¸c˜ao das camadas atmosf´ericas atrav´es do perfil vertical da temperatura, deno-minado, MSIS-90.
3.4 O modelo semiemp´ırico MSIS-90
O MSIS (Mass Spectrometer - Incoherent Scatter ), descreve a temperatura e as densi-dades neutras na atmosfera terrestre, desde o solo at´e alturas termosf´ericas. Possui v´arias vers˜oes, e tem como base para a coleta de informa¸c˜oes: sat´elites, esta¸c˜oes de superf´ıcie, e sondagens por foguetes e bal˜oes (HEDIN, 1991). A Figura 20 mostra a p´agina ini-cial do MSIS-90, onde deve-se adicionar informa¸c˜oes de entrada tais como data, hor´ario, localiza¸c˜ao e resolu¸c˜ao da medida.
Figura 20 –Tela de entrada de informa¸c˜oes do MSIS-90 preenchida com os parˆametros referen-tes ao dia 10/03/2014 sobre a cidade de Natal-RN, `as 11:30 (UT)
Fonte: Elaborado pelo autor (2018).
Foram utilizadas as coordenadas geogr´aficas de Natal-RN com latitude 5,8◦ Sul e longitude 35,2◦Oeste, por´em, o modelo solicita as coordenadas da seguinte forma: latitude desde -90◦ at´e 90◦ e longitude de 0◦ `a 360◦. Portanto, Natal possui como coordenadas, -5,8◦ de latitude e 324,8◦ de longitude. A data inserida corresponde ao lan¸camento do dia 10/03/2014, que ocorreu `as 11:30 (UT), com uma resolu¸c˜ao de 1 km, at´e a altura de 25 km. Os dados de sa´ıda s˜ao exibidos na forma de colunas.
Na Figura 21 ´e poss´ıvel observar as duas colunas contendo os dados de altura em km e temperatura em Kelvin (K), e perfil vertical da temperatura referente ao dia 10/03/2014, sobre a regi˜ao de Natal-RN.
