INPE-10478-TDI/932
OBSERVAÇÕES DE ONDAS DE GRAVIDADE ATRAVÉS DO
IMAGEAMENTO DA AEROLUMINESCÊNCIA
Amauri Fragoso de Medeiros
Tese de Doutorado do Curso de Pós-Graduação em Ciência Espacial/Geofísica Espacial, orientada pelos Drs. Hisao Takarashi e Paulo Prado Batista, aprovada em
06 de setembro de 2001.
550.3:523.4 - 8
MEDEIROS, A. F.
Observações de ondas de gravidade através do geamento da aeroluminescência / A.F. Medeiros. – São José dos Campos: INPE, 2001.
187p. – (INPE-10478-TDI/932).
1.Aeronomia. 2.Onda de gravidade.
A imaginação não é como pensam intelectuais, uma ‘faculdade de formar imagens da realidade’. É sim, uma faculdade de “formar imagens que
À Onélia (minha esposa), D. Adete (minha mãe), Sr. Raimundo (Meu pai, in memorian) e meus filhos Mariana, Matheus e Marina.
AGRADECIMENTOS
Em primeiro lugar gostaria de agradecer a paciência e dedicação dos orientadores Hisao Takahashi e Paulo Prado Batista na orientação clara e plausível necessária na formação científica.
Ao Ricardo Buriti pela indicação, incentivo e disposição de sempre ajudar.
Ao Delano Gobbi e Ivan Kantor que colaboraram na elaboração do software de redução e correção dos dados.
Ao Mike Taylor pela ajuda e orientação na minha visita à Logan (Utah) que proporcionou o enriquecimento deste trabalho.
À Universidade Estadual de Utah pela utilização do imageador que foi financiado pela NSF CEDAR através do processo ATM-9302844.
Ao Departamento de Física da Universidade Federal da Paraíba pela liberação das minhas atividades didáticas.
À CAPES pelo financiamento do curso sem o qual não seria possível a realização do mesmo.
A todos os amigos do laser que de uma forma ou de outra contribuíram para finalização desta tese, principalmente pelo ambiente de harmonia e solidariedade.
À Onélia, Mariana, Matheus e Marina que mais uma vez souberam compreender...
RESUMO
O principal objetivo desta tese foi construir uma climatologia das ondas de gravidade de curto período sobre Cachoeira Paulista, observando a aeroluminescência atmosférica através de um imageador de céu completo. O principal resultado deste trabalho é a anisotropia encontrada na direção de propagação das ondas observadas, no inverno para noroeste e no verão para sudeste. Após atingir este objetivo, um segundo objetivo, não menos importante, foi a compreensão das razões das características observadas. Para atingir o objetivo principal do trabalho foi necessário a elaboração de um programa de calibração e redução dos dados. Pois até o início deste trabalho não existia um programa capaz de quantificar os parâmetros das ondas observadas. Um grande esforço foi realizado na elaboração deste programa. Este programa foi elaborado utilizando a linguagem IDL (Interactive Data Language). Para explicarmos estas características, discutimos os dados a partir da teoria da filtragem de ondas através dos ventos estratosféricos, da teoria do canal Doppler (Doppler Duct) e das possíveis fontes geradoras dos eventos. O principal resultado foi que as ondas sobre Cachoeira Paulista são geradas por regiões de convecções intensas e que a anisotropia na direção de propagação deve-se, em parte, à localização (variação sazonal) das fontes geradoras e principalmente à filtragem de ondas pelos ventos estratosféricos.
GRAVITY WAVES OBSERVATIONS THROUGH OF THE AIRGLOW IMAGING
ABSTRACT
An all-sky CCD imager for the OH, O2 and OI (557.7 nm) airglow was operated
at Cachoeira Paulista, Brazil, (23° S, 45° W), for 12 months, under collaboration with the Utah state University, USA. Dominant gravity wave components are extracted, and their seasonal variations are investigated. These waves have typically short horizontal wavelengths (5 – 60 km) and short periods (5 – 35 minutes), and horizontal phase speeds of 1 – 80 m/s. Band-type waves (horizontal wavelength between 10 and 60 km), showed clear seasonal dependency on horizontal propagation direction, propagating to southeast in summer and to northwest in winter. The direction of propagation changed at mid-March and at the end of September. It is suggested that the gravity waves over Cachoeira Paulista (CP) are generated by strong convective region. In summer, this region extends over a line approximately between (10° S, 45° W) and (40° S, 78° W), covering from Argentina north to Brazilian northeast, with a accentuated distribution over central Brazil having CP below of this region. In winter, the convective region in contrast of the summer is located bellow of CP mainly over the sea and there is no convection in central Brazil region above CP. Finally, maybe the most important conclusion of the work was that the anisotropy of propagation direction is in part due to the location (seasonal variation) of the sources and mainly to the wave filtering by stratospheric winds.
SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS LISTA DE TABELAS LISTA DE SÍMBOLOS
1. CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO...25
1.1 ESTRUTURA VERTICAL DA ATMOSFERA...26
1.2 OS ESTUDOS SOBRE ONDAS DE GRAVIDADE, UM BREVE HISTÓRICO...30
1.3 A LUMINESCÊNCIA ATMOSFÉRICA COMO TRAÇADORA DE ONDAS...35
1.4 O IMAGEAMENTO DA AEROLUMINESCÊNCIA...36
1.5 OBJETIVOS E SUMÁRIO...37
2. CAPÍTULO 2 - EMISSÕES OBSERVADAS...41
2.1 A EXCITAÇÃO DA MOLÉCULA OH...43
2.1.1 A FOTOQUÍMICA DA MOLÉCULA OH*...44
2.2 A EXCITAÇÃO DA LINHA VERDE O(1S)...45
2.2.1 FOTOQUÍMICA DO O(1S)...46
2.3 AS EMISSÕES DO OXIGÊNIO MOLECULAR...47
2.3.1 AS BANDAS ATMOSFÉRICAS DO O2
( )
b1Σ+g ... 473. CAPÍTULO 3 - ONDAS DE GRAVIDADE NA ALTA ATMOSFERA...49
3.1 AS PRIMEIRAS INTERPRETAÇÕES SOBRE ONDAS DE GRAVIDADE...50
3.2 OSCILAÇÕES ATMOSFÉRICAS NA PRESENÇA DA GRAVIDADE...51
3.3 ONDAS DE GRAVIDADE INTERNAS...53
3.4 RELAÇÕES ENTRE OS PARÂMETROS DE UMA ONDA DE GRAVIDADE...55
3.5 OBSERVAÇÕES DE ONDAS DE GRAVIDADE...58
4. CAPÍTULO 4 - METODOLOGIA E INSTRUMENTAÇÃO...67
4.1 O IMAGEADOR...67
4.2 DADOS DE IMAGENS...69
4.3 O RADAR METEÓRICO...76
4.3.1 DADOS DO RADAR METEÓRICO...78
5. CAPÍTULO 5 - ANÁLISE E RESULTADOS...81
5.1 AS MEDIDAS DE IMAGEM...81
5.2 AS CARACTERÍSTICAS DOS PARÂMETROS DOS EVENTOS...84
5.3 A VARIAÇÃO SAZONAL DAS BANDAS E “RIPPLES”...89
5.4 AS CARACTERÍSTICAS DOS EVENTOS TIPO ESCADA...96
6.3 PROVÁVEIS FONTES...131
6.4 UMA NOITE ESPECIAL (13 DE JULHO DE 1999)...141
7. CAPÍTULO 7 - CONCLUSÃO...151
7.1 PRINCIPAIS RESULTADOS...151
7.2 ALGUMAS RECOMENDAÇÕES...154
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...157
APÊNDICE A...171
PARÂMETROS DAS ONDAS OBSERVADAS...171
APÊNDICE B...181
ALGORITMO PARA DETERMINAÇÃO DA FUNÇÃO DE TRANSFORMAÇÃO GEOMÉTRICA DA LENTE OLHO DE PEIXE UTILIZANDO O FUNDO ESTELAR...181
LISTA DE FIGURAS
1.1- Estrutura térmica das camadas atmosféricas em função da altitude...27
2.1- Espectro da aeroluminescência mostrando as principais linhas de emissão...42
2.2- Representação entre várias transições vibro-rotacionais...43
3.1- Os três tipos de ondas internas (acústicas, evenescentes e de gravidade)...54
3.2- Contornos para período constante. Os períodos, são medidos em minutos e são mostrados nos retângulos correspondentes a cada curva...54
3.3- Parâmetros de uma onda de gravidade...56
3.4- Ilustração de uma onda de gravidade simples...58
4.1- Esquema do Imageador...68
4.2- Esquema mostrando em uma projeção ortográfica o local de observação com a respectiva área de abrangência e a ampliação da imagem obtida...70
4.3- Função da lente determinada a partir do fundo estelar...71
4.4- Ilustração da geometria da camada da aeroluminescência...71
4.5- Fundo estelar no Skymap (esquerda) e fundo estelar identificado na imagem (direita)...73
4.6- Imagem original detectada em 19 de janeiro de 1999 às 01:39:24 (hora local) (esquerda) e a imagem linearizada com estrelas removidas (direita)...73
4.7- Imagem linearizada(esquerda) 512 km x 512 km com resolução de 1 km por píxel e espectro (direita) da área selecionada com um evento de onda com 13,43 km de comprimento de onda horizontal...74
4.8- Evento de onda(esquerda) selecionado na figura anterior e o seu espectro(direita) em 3 dimensões...75 4.9- Espectro temporal (linha sólida) mostrando um pico máximo em
de 8,33 min, as outras linhas (tracejada e pontilhada) são picos secundários...76 4.10- Esboço do sistema de um radar meteórico...77 4.11- Perfis dos ventos zonal e meridional...78 5.1- Distribuição do número de evento por hora de observação para cada
mês de observação...81 5.2- Dois exemplos de imagens de ondas de gravidade registradas no
OI557,7 nm mostrando “ripples” (direita) e no OH mostrando bandas (esquerda)...83 5.3- Imagem do OH mostrando um evento tipo escada que aparece
descolando-se para sudeste, superpondo-se a uma banda que se desloca para sudoeste...83 5.4- Distribuição de bandas e “ripples”...84 5.5- Histogramas mostrando a distribuição do comprimento de onda
horizontal para (a) ripples e (b) bandas em função do número de eventos...85 5.6- Histograma mostrando a distribuição dos períodos de ondas observados para (a) bandas e (b) “ripples” em função do número de eventos de onda...86 5.7- Histograma mostrando a distribuição da velocidade de fase observada
para (a) bandas e (b) “ripples” em função do número de eventos de onda. Note os intervalos similares de velocidades de fase em cada caso...87 5.8- Histograma polar mostrando a distribuição da direção de propagação para (a) bandas e (b) “ripples”...88 5.9- Histogramas mostrando a distribuição do comprimento de onda
horizontal para a s bandas (a) verão, (b) outono, (c) inverno e (d) primavera em função do número de eventos...89 5.10- Histogramas mostrando a distribuição do comprimento de onda
horizontal para os “ripples” (a) verão, (b) outono, (c) inverno e (d) primavera em função do número de eventos...90
5.11- Histogramas mostrando a distribuição dos períodos observados para as bandas (a) verão, (b) outono, (c) inverno e (d) primavera em função do número de eventos...91 5.12- Histogramas mostrando a distribuição dos períodos observados para os “ripples” (a) verão, (b) outono, (c) inverno e (d) primavera em função do número de eventos...92 5.13- Histogramas mostrando a distribuição das velocidades de fase
observadas para as bandas (a) verão, (b) outono, (c) inverno e (d) primavera em função do número de eventos...93 5.14- Histogramas mostrando a distribuição das velocidades de fase
observadas para os “ripples” (a) verão, (b) outono, (c) inverno e (d) primavera em função do número de eventos...94 5.15- Histogramas polares mostrando a distribuição das direções de
propagação para as bandas (a) verão, (b) outono, (c) inverno e (d) primavera em função do número de eventos...95 5.16- Histogramas polares mostrando a distribuição das direções de
propagação para os “ripples” (a) verão, (b) outono, (c) inverno e (d) primavera em função do número de eventos...96 5.17- Histograma mostrando a distribuição dos comprimentos de onda para os tipos escada em função do número de eventos...97 5.18- Histogramas mostrando a distribuição dos períodos observados para os escadas em função do número de eventos...98 5.19- Histogramas mostrando a distribuição das velocidades de fase
observadas para os escadas em função do número de eventos...99 5.20- Histograma polar mostrando a distribuição das direções de propagação para os escadas em função do número de eventos...99 5.21- Histogramas mostrando a distribuição dos comprimentos de onda para
os escadas (a) verão, (b) outono, (c) inverno e (d) primavera em função do número de eventos...100
5.22- Histogramas mostrando a distribuição dos períodos observados para os escadas (a) verão, (b) outono, (c) inverno e (d) primavera em função do número de eventos...101 5.23- Histogramas mostrando a distribuição velocidades de fase observadas para os escadas (a) verão, (b) outono, (c) inverno e (d) primavera em função do número de eventos...102 5.24- Histogramas polares mostrando a distribuição das direções de
propagação para os escadas (a) verão, (b) outono, (c) inverno e (d) primavera em função do número de eventos...103 6.1- Contornos dos ventos zonal (topo) e meridional (embaixo) em função da
altitude e latitude para o mês de janeiro (a) e julho (b)...107 6.2- Diagramas de bloqueio mensal de 0 km até 96 km de altura em três
dimensões...109 6.3- Diagramas de bloqueio mensal de 0 km até 86 km intercalados de 2
km...111 6.4- Diagramas de bloqueio mensal de 0 km até 94 km intercalados de 2 km...112 6.5- Diagramas de bloqueio mensal de 0 km até 96 km intercalados de 2
km...113 6.6- Diagramas de bloqueio mensal de 0 km até 86 km intercalados de 2 km
com as ondas detectadas na camada do OH superpostas...117 6.7- Diagramas de bloqueio mensal de 0 km até 94 km intercalados de 2 km com as ondas detectadas na camada do O2 superpostas. 118
6.8- Diagramas de bloqueio mensal de 0 km até 96 km intercalados de 2 km com as ondas detectadas na camada de emissão do 5577 superpostas...119 6.9- Diagramas de bloqueio para cada estação do ano de 0 km até 86 km intercalados de 2 km superpostos com ondas detectadas na camada do OH...120
6.10- Diagramas de bloqueio para cada estação do ano de 0 km até 94 km intercalados de 2 km superpostos com ondas detectadas na camada do O2...121
6.11- Diagramas de bloqueio para cada estação do ano de 0 km até 96 km intercalados de 2 km superpostos com ondas detectadas na camada de emissão do 5577...122 6.12- Perfil de 2
z
k para o evento 234 (esquerda) e perfil do vento médio ao longo da direção da propagação da onda (direita)...127 6.13- Perfil de 2
z
k para o evento 241 (esquerda) e perfil do vento médio ao longo da direção da propagação da onda (direita)...128 6.14- Perfil de 2
z
k para o evento 136 (esquerda) e perfil do vento médio ao longo da direção da propagação da onda (direita)...128 6.15- Perfil de 2
z
k para o evento 248 (esquerda) e perfil do vento médio ao longo da direção da propagação da onda (direita)...129 6.16- Perfil de 2
z
k para o evento 115 (esquerda) e perfil do vento médio ao longo da direção da propagação da onda (direita)...130 6.17- Histograma do comprimento de onda em função dos eventos
caracterizados com propagantes (esquerda) e histograma do comprimento de onda em função dos eventos caracterizados como não propagantes (direita)...130 6.18- Imagem da região da América do Sul obtida pelo satélite GOES8 às
21:00 horas do dia 19 de janeiro de 1999...135 6.19- Dados do LIS plotados sobre um mapa geográfico identificando uma
região de alta convecção (a) e o evento gerado pela tempestade (b)..136 6.20- Distribuição de relâmpagos sobre os trópicos obtida através de dados do
LIS durante o período de verão...139 6.21- Distribuição de relâmpagos sobre os trópicos obtida através de dados do LIS durante o período de inverno...140
6.23- Seqüência de imagens do OH mostrando ondas de gravidade tipo banda na noite de 13 de julho de 1999...142 6.24- Seqüência de imagens do OH mostrando ondas de gravidade tipo
escada na noite de 13 de julho de 1999 entre 20:39 e 21:31 hora local. Fica evidente também bandas perpendiculares ao evento tipo escada...143 6.25- (a) Imagem linearizada (512x512 km) do 5577 (claro) mostrando o
evento tipo pororoca e (b) imagem do OH (escuro)...144 6.26- Gráficos da variação noturna do 5577, O2 (0,1) e OH (6,2) e
temperaturas do OH e O2 com dados obtidos pelo fotômetro...145
6.27- Perfis do ventos zonal (acima) e meridional (abaixo) com dados coletados pelo radar meteórico para o dia 13 -14 de julho de 1999...147 6.28- Densidade de sódio para noite 13-14 de julho de 1999. Os níveis de
escala são dados em 1000 cm-3...147 B.1- Esquema mostrando a) observação das estrelas i e j na esfera celeste e
b) suas respectivas projeções no referencial da CCD...181 B.2- Esquemas mostrando a) imagem original obtida na CCD e b) imagem
LISTA DE TABELAS
1- Características dos filtros e alturas médias das camadas da aeroluminescência...67 A.1- Parâmetros dos eventos de onda...172
LISTA DE SÍMBOLOS p Pressão atmosférica ρ Densidade atmosférica g Aceleração da gravidade Z Altitude T Temperatura
R constante dos gases H Altura de escala
M Peso molecular
cp Calor específico a pressão constante
∆ Σ
Π, , Designação dos estados eletrônicos das moléculas
v’ Nível vibracional fv Fração da molécula
ε Taxa de emissão volumétrica
A Coeficiente de transição entre dois estados vibracionais a Probabilidade de transição entre dois estados
τg Período de Brünt-Väissälä
C Velocidade do som
γ Relação entre o calor específico a pressão constante e calor específico a volume constante
λx Comprimento de onda horizontal
kz Número de onda vertical
θ Fase de propagação de uma onda ω Freqüência observada da onda Ω Freqüência intrínseca da onda
(x(i,j),y(i,j)) Coordenadas da imagem na imagem plana az Ângulo azimutal
χ Ângulo de elevação
δ Correção de azimute na imagem (xc, yc) Coordenadas reais de zênite
Re Raio da terra
hobs Altitude de observação
hemi Altitude da emissão
vz Vento zonal
Vm Vento meridional
φ Ângulo entre o vetor de onda e o leste vx Velocidade de horizontal de fase observada
V0x Velocidade do vento na direção da onda
w’ Perturbação na velocidade vertical N Freqüência de Brünt-Väissälä
u Vento de fundo médio ao longo da direção da onda
k Número de onda
u0 Vento de fundo
Z Altura
X Distância horizontal
wg Velocidade de grupo vertical
CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO
A dinâmica da atmosfera tem despertado grande interesse da comunidade científica, tendo em vista fenômenos de importância fundamental para a qualidade de vida do planeta como o efeito estufa e a destruição da camada de ozônio, os quais são também de interesse das pessoas em geral.
Observações ópticas baseadas em solo da atmosfera oferecem a possibilidade de efetuarem-se medidas contínuas no tempo, em uma dada localização, as quais permitem investigar a sua rica e complexa dinâmica.
Observações da luz do céu noturno, aeroluminescência noturna, têm sido realizadas durante muito anos, mas é relativamente recente a utilização de instrumentação sofisticada como fotômetros a bordo de foguetes, satélites e espectrofotometria remota no solo para a investigação detalhada das propriedades deste fenômeno. Estes estudos têm revelado que existem muitas emissões noturnas resultantes de reações de quimiluminescência na alta atmosfera da Terra. Muitas destas emissões acontecem na mesosfera e baixa termosfera (MLT), altitude entre ~80-100 km, como uma fina camada de largura aproximadamente entre 6 e 10 km.
Historicamente, as primeiras emissões estudadas foram as linhas de emissão no visível do oxigênio atômico (em 557,7 nm), a qual apresenta um pico de emissão em aproximadamente 96 km e a linha de emissão do sódio (NaD) centrada em 589,2 nm, com pico de emissão em torno de aproximadamente 90 km. Todavia, estudos realizados nos anos 50 revelaram uma nova fonte de emissão na banda da hidroxila (OH)( banda de Meinel) com pico em aproximadamente 87 km, a qual emite num intervalo do espectro entre 0,4-4,0
µm principalmente na região do infravermelho próximo (NIR). Através de estudos anteriores, utilizando fotômetros, descobriu-se que estas camadas de emissões não eram uniformes e apresentavam irregularidade, denominadas
“estruturas”. A maioria destas estruturas apresentava muitas irregularidades, mas em algumas ocasiões a intensidade de emissão variava ordenadamente sugerindo um comportamento semelhante ao movimento de ondas. Com o aperfeiçoamento dos equipamentos nos últimos 25 anos, as observações da aeroluminescência têm aumentado bastante, e atualmente já está estabelecido que muito destes movimentos de ondas são causados pela passagem de ondas internas de gravidade de curto período (< 1 h) através da camada de emissão. Ondas de gravidade são causadas pelo desequilíbrio entre a força gravitacional e o gradiente de pressão. Em particular, o desenvolvimento de sistemas de imageamento tem sido de importância fundamental para o estudo da ocorrência, propagação e dissipação de ondas de gravidade na região da MLT. Estes estudos sugerem que as ondas de gravidade atuam como importante fonte de perturbação de mesoescala na atmosfera. Em determinadas alturas mesosféricas, as ondas sofrem feitos de saturação e, consequentemente, depositam energia e transferem momento ao fluxo médio, um processo que passa a ser um importante fator na escala de circulação global da alta atmosfera.
1.1 Estrutura Vertical da Atmosfera
A atmosfera da Terra é descrita como uma série de camadas definidas a partir de suas características térmicas (Figura 1.1). Especificamente, cada camada é uma região onde a temperatura muda com relação a altitude, apresentando uma dada declividade (aumento ou decréscimo). As camadas são chamadas de “esferas” e os contornos de “pausas” (Solomon e Brasseur, 1984).
A camada mais baixa é denominada de troposfera e apresenta um decréscimo de temperatura com o aumento da altitude até um mínimo denominado de tropopausa. A temperatura e a localização da tropopausa variam com a latitude e a estação do ano. No equador, a altitude média é localizada próxima a 18 km, e apresenta uma temperatura correspondente de 190 K, enquanto nas regiões
Acima da tropopausa, inicia-se a estratosfera exibindo um aumento de temperatura com a altitude até atingir um máximo em torno de 270 K no nível da estratopausa localizada próxima a 50 km de altitude. A partir daí, a temperatura volta a decrescer até atingir um mínimo em torno de 90 km. Esta camada é chamada de mesosfera e o contorno superior de mesopausa. Nestas camadas, relacionadas anteriormente, os constituintes majoritários são o N2 e o
O2, atingindo aproximadamente de 80 e 20 %, respectivamente, da densidade
numérica total, sendo assim o peso molecular médio varia pouco com a altitude. Devido a esta característica comum as três camadas, esta região como um todo é denominada de homosfera.
Fig. 1.1– Estrutura térmica das camadas atmosféricas em função da altitude. A região localizada acima da mesosfera é chamada de termosfera. A temperatura nesta região aumenta rapidamente com a altitude e pode atingir de 500 a 2000 K, dependendo do nível de atividade solar. A composição destas altitudes é muito diferente das regiões mais baixas devido ao aumento da proporção de oxigênio atômico, o que faz com que sua densidade torne-se comparável e até mesmo maior do que a do O2 e do N2 acima de 130 km. A
abundância do N2 e do O2 decresce, primariamente como resultado da
peso molecular médio desta região varia com a altitude, por esta razão esta região é denominada de heterosfera.
A maior fonte de calor na média atmosfera é a absorção da radiação ultravioleta, particularmente pelo ozônio e em menor intensidade pelo oxigênio molecular. O aumento de temperatura observado na estratosfera é resultado do aquecimento pelo ozônio, o que mostra a grande importância da composição no balanço radiativo e estrutura térmica da atmosfera.
Acima da estratosfera, a ionização dos constituintes torna -se importante. Denomina-se de ionosfera regiões de diferentes ionizações e também é usado um critério para caracterizar estas diferentes regiões. A região mais fracamente ionizada localizada entre 60-90 km, é denominada de Região D. Acima desta região, a ionização aumenta e denomina -se de região E, e acima desta região, existe a região F.
O objetivo desta tese, em termos de regiões atmosféricas, foi estudar a região da mesosfera e baixa termosfera (MLT), onde estão localizadas as camadas das emissões observadas.
A física relevante envolvida nas ondas internas está relacionada com a estabilidade dinâmica da atmosfera, desde que ondas internas estão diretamente relacionadas com a estabilidade vertical de uma parcela de ar. As propriedades básicas da atmosfera relevantes para ondas de gravidade internas serão descritas abaixo. O ponto de partida é a Equação de estado da atmosfera. A atmosfera pode ser descrita como um gás ideal que consequentemente obedece a lei dos gases ideais:
p=ρRT (1.1)
onde p, ρ e T são a pressão, densidade e temperatura respectivamente e R é a constante dos gases ideais e é igual a 8,314 Jmol-1K-1. O mínimo de
água da estratosfera para alta atmosfera. Também, a estabilidade da estratosfera devido à estrutura de temperatura inibe o transporte de partículas para cima. Por este motivo, a densidade de água na mesosfera é bastante baixa em relação a troposfera.
O balanço entre a força gravitacional e a força de pressão vertical na ausência de acelerações verticais é dado pela Equação hidrostática:
p g
z ρ
∂ = −∂ (1.2)
onde g é a aceleração devido a gravidade e z é a coordenada vertical (aumentando com a altura). Esta Equação mostra que a pressão do ar decresce com a altitude, desde que a pressão em qualquer nível é igual ao peso (por unidade de área) do ar acima deste nível. Esta Equação também descreve o equilíbrio em torno do qual uma pequena perturbação vertical pode causar uma oscilação.
Usando a Equação 1.1 e 1.2 (integrando de z1 com pressão p1 até z2 com
pressão p2) obtemos: 1 2 1 2 ln p z z H p − = (1.3) onde H RT Mg
= é denominado de escala de altura. Se considerarmos H constante podemos escrever a Equação 1.3 da seguinte forma:
( 2 1) 2 1 z z H p p e − − = (1.4)
mostrando o decaimento exponencial da pressão com a altitude. Próximo da mesosfera, H é aproximadamente 6 km, e mede a distância vertical na qual a pressão cai de 1
A taxa de queda adiabática nos dá a taxa de mudança de temperatura com a altura quando uma parcela de ar move-se verticalmente (processo adiabático). Em um processo adiabático não ocorre transporte de calor. A parcela de ar sofre apenas mudanças adiabáticas. Utilizando a primeira lei da termodinâmica,
0
dq =du+pdV = (1.5)
onde dq,du e pdV são a quantidade de calor recebida, variação da energia interna e trabalho realizado respectivamente, obtemos:
p
dT g dz c
− = (1.6)
onde cpé o calor específico a pressão constante. A Equação 1.6 é para o ar
seco, porém é suficiente para a região da mesosfera e bastante útil para avaliarmos mudanças de temperatura devido a ondas de gravidade.
As pesquisas nas últimas décadas têm sido concentradas em discutir o papel desempenhado pelos movimentos de pequena escala na circulação global da atmosfera. As ondas de gravidade são o resultado de uma perturbação da atmosfera estável na qual a gravidade e o gradiente de pressão atuam como forças restauradoras. O impacto dessas ondas causam uma significante alteração na circulação geral devido ao equilíbrio radiativo (Hines, 1972, Holton, 1980, Andrews, 1987).
1.2 Os Estudos Sobre Ondas de Gravidade, Um Breve Histórico
A importância das ondas de gravidade sobre a dinâmica atmosférica foi discutida inicialmente nos anos 50, quando movimentos de pequena escala foram observados na alta atmosfera (Munro, 1950,1958). Estes movimentos foram associados mais tarde com ondas de gravidade (Hines, 1965). Em 1960,
resultado dos ventos médios e da propagação de ondas de gravidade para cima e, também, estabeleceu a teoria básica das ondas de gravidade em alturas mesosféricas.
Leovy (1965) afirmou que o balanço de calor e de momento é responsável pela força de arraste zonal presente na mesosfera, e Hines (1972) sugeriu que o transporte de momento através das ondas de gravidade pode afetar a circulação média. Desde então, um considerável progresso ocorreu nas técnicas de observações de ondas de gravidade na região da MLT. Algumas destas técnicas são as seguintes: a) radares Medium Frequency (MF) (Vincent e Fritts,1987; Manson et al., 1997; Thayaparan ,1997; Fritts et al. ,1998 ) que medem ventos entre 60 e 100 km.; b) radares de espalhamento incoerente capazes de realizar observações na baixa termosfera (Burnside et al.,1991; Rishbeth e Vaneyken,1993; Kirchengast et al.,1996; Oliver et al., 1997); c) Radares Mesosphere Stratosphere and Troposphere (MST), do tipo o radar Middle and Upper atmosphere ( UM ) do Japão (Takahashi et al.,1998,1999) e o radar em Jicamarca (Riggin et al. 1995), usados para os estudos de ondas de gravidade; d) os radares de laser os quais são capazes de medir densidades e temperaturas na região da MLT (Clemesha,1995; Clemesha et al.,1999, Gardner et al., 1995, Bills e Gardner,1993; She et al.,1991); e) Instrumentos ópticos dos tipos: fotômetro (Takahashi et al.,1974; Buriti, 1997), câmera fotográfica (Peterson e Keiffaber 1973, Moreels e Herse,1977; Herse et al., 1980), câmeras de televisão (Hapgood e Taylor,1982; Taylor e Edwards,1991) e Imageadores com Charge Coupled Device ( CCD )(Taylor et al,1995a; Taylor e Garcia, 1995; Garcia e Taylor,1997; Hecht et al. ,1994; Swenson e Mende,1994) contribuíram para as observações de ondas de gravidade. Também, o interferômetro de Fabry Perot (Hernandez et al.,1993) capaz de medir ventos, e o interferômetro de Michelson, capaz de medir temperaturas (Lowe e Turnbull,1995; Sivjee e Walterscheid,1994) e ventos (Gault et al..1996; Shepherd,1996) em alturas da aeroluminescência. Existem também estudos de satélites na média atmosfera utilizando os instrumentos High Resolution
Doppler Imager (HRDI) e Wind Imaging Interferometer (WINDII) a bordo do satélite Upper Atmosphere Research Satellite (UARS) que são responsáveis por importantes observações (Shepherd, 1996; Melo et al., 1999).
A importância das ondas de gravidade na dinâmica global da atmosfera teve um considerável progresso após estes estudos. E o papel destas ondas na média atmosfera tornou-se mais evidente a partir dos anos 80, quando Lindzen (1981) detalhou os aspectos das interações de ondas de gravidade com o fluxo médio, sugerindo que ondas de gravidade com escalas horizontais de ~1000 km, eram as responsáveis pela transferência de momento para a atmosfera.
Estudos posteriores examinaram as escalas e as velocidades das ondas de gravidade e indicaram que as ondas de menor escala (~100 km) eram mais importantes na transferência de momento (Vincent e Reid, 1983, Meeck et al.,1985). Estes trabalhos também discutiram a distribuição do fluxo de momento e da energia destas ondas. Estes estudos indicaram uma significativa variação sazonal destes parâmetros. Fritts e Vicent (1987) e Vicent e Reid (1983) encontraram acelerações zonais devido ao arraste de ondas de gravidade da ordem de ~50 m/s/dia, consistentes com as expectativas baseadas na estrutura de vento zonal observada.
Seguindo os estudos de Lindzen (1981) outros pesquisadores propuseram novas hipóteses para explicar a quebra de ondas de gravidade e consequentemente o depósito de energia e momento na atmosfera. Weinstock (1984,1985,1986) sugeriu que processos de interação onda-onda poderiam explicar o mecanismo de quebra de ondas de gravidade. Fritts e Dunkerton (1985) e Fritts e Rastogi (1985) mostraram após simulações numéricas que as instabilidades convectivas eram mais importantes do que os processos onda-onda. Outros trabalhos indicaram que as instabilidades dinâmicas são também um mecanismo importante na quebra de ondas de gravidade(Fritts,1985, Fritts et al., 1994).
Atualmente, ainda não existe um consenso para a exata natureza da quebra de ondas de gravidade. As evidências observacionais indicam a existência de um espectro universal, o qual, presumidamente, estaria relacionado com os mecanismos de quebra de ondas de gravidade. O espectro universal destas ondas foi, primeiramente, discutido na dinâmica dos oceanos (Garret,1975), e na média atmosfera (VanZandt,1982; Dewan e Grossard,1984; Dewan e Good, 1986).
Vários outros estudos tentaram descrever os mecanismos de saturação dessas ondas e, o seu espectro universal. Tais como a Teoria de Instabilidade Linear (Dewan e Good,1986), Teoria do Espalhamento Doppler (Hines, 1991), a Parametrização de Fritts e Lu (Fritts e Lu, 1993) e a Teoria de Filtragem Difusiva (Gardner, 1994).
Vários desses modelos são usados na parametrização dos efeitos de ondas de gravidade no Modelo de Circulação Geral (MCG) (ver MacLandress (1998) para um resumo mais completo dos trabalhos nesta área). Como discutido anteriormente, a transferência de momento das ondas de gravidade é responsável por uma aceleração no fluxo zonal na mesosfera, influenciando assim na circulação geral da atmosfera.
Um segundo tipo de interação de ondas de gravidade com o meio atmosférico ocorre quando a velocidade de fase da onda encontra um campo de vento e um nível crítico de absorção (Beer, 1974), de tal modo que a velocidade de grupo vertical vai para zero e por isto a onda não mais se propaga, ou seja, a onda é absorvida. Pode-se considerar isto como um caso especial de saturação, o qual é acompanhado por mistura turbulenta e transferência de momento (Fuller-Rowell, 1995).
A transferência de momento dá origem a uma força zonal, em conseqüência disto surge um forte fluxo meridional do pólo de verão para o pólo de inverno para balancear esta força através da força de Coriolis (componente zonal que surge devido ao fluxo meridional). O resultado deste fluxo meridional é a
ascensão de uma parcela de ar (o que implica em esfriamento adiabático) no hemisfério de verão na região da mesopausa, e também uma parcela de ar descendente (o que implica em aquecimento adiabático) no hemisfério de inverno. Este efeito representa um desvio na estrutura de temperatura da mesopausa se considerarmos o equilíbrio radiativo como o único responsável pelo sistema de temperatura nesta região.
As possíveis fontes de ondas de gravidade na troposfera são: fluxos de ar sobre montanhas, tempestades convectivas e atividade frontais. Forbes et al. (1997) utilizando dados de satélite, relaciono u a atividade de ondas de gravidade à profundas convecções em regiões tropicais. Fritts e Nastrom (1992) mostraram que, em termos de comprimento de onda médio, as fontes topográficas são as principais responsáveis, seguidas por ventos de cisalhamento. Dessa forma, desde que existam variações nos padrões de ventos e de precipitações de toda ordem (de sazonal à diária), é esperado uma variação na geração das ondas de gravidade, o que influenciará nas variações provocadas por estas ondas na atmosfera.
Uma outra interação das ondas de gravidade é com as ondas de marés. A maré diurna é gerada na troposfera pela absorção da radiação solar pelo vapor de água e os modos de oscilação mais importantes na baixa termosfera são gerados pela absorção da radiação solar pelo ozônio estratosférico (Forbes, 1995). Marés são variações harmônicas de escala global com períodos de um dia, ou fração de um dia. As marés podem ser migrantes, seguindo o movimento do sol em torno da Terra, como também podem ter modos fixos em localizações geográficas específicas da Terra (Fuller-Rowell, 1995). As interações entre ondas de gravidade e maré diurna foram estudadas inicialmente por Gavrilov et al.(1981). Fritts e Vincent (1987) mostraram que as marés modulam o divergente do fluxo de momento das ondas de gravidade, atuando no sentido de reduzir a amplitude e o avanço de fase. Forbes et al.
As ondas planetárias também são de escala global, mas não necessariamente relacionadas com a posição do sol. Estas ondas podem apresentar períodos de 2,5, 10, e 16 dias na mesosfera (Forbes, 1995), e podem ser geradas por fluxos de ar sobre montanhas, por grandes regiões de terra plana e padrões meteorológicos de grande escala. Miyahara (1984) examinou a interação entre as ondas planetárias estacionárias e as ondas de gravidade, e mostrou que as amplitudes das ondas planetárias foram reduzidas devido ao arraste provocado pelas ondas de gravidade. McLandress e McFarlane (1993) mostraram que o arraste oriundo das ondas de gravidade altera a distribuição espacial e pode provocar um aumento da amplitude das ondas planetárias na troposfera.
Em linhas gerais podemos dizer que: uma onda de gravidade que se propaga para cima e a sua dissipação na atmosfera, dependem do meio no qual a onda se propaga. As ondas de gravidade podem ser filtradas pelos ventos na estratosfera e mesofera. Se as ondas atingem alturas mesosféricas, as perturbações induzidas por estas ondas tornam-se grandes o bastante para provocar instabilidades, dentre elas, quebra de ondas e depósito de energia. Em resumo podemos afirmar que as ondas de gravidade são responsáveis por:
• turbulência;
• mistura de constituintes;
• transferência de momento;
• interações com marés e ondas planetárias;
• redução da amplitude da maré diurna;
• geração do fluxo meridional;
• a anomalia de temperatura na mesopausa;
• e pela interação e modificação do fluxo médio da atmosfera, talvez a mais importante
No capítulo 4 é mostrado a teoria básica das ondas de gravidade e é feito um histórico das observações destas ondas.
A luminescência atmosférica é resultado de reações químicas na atmosfera devido ao armazenamento da energia radiativa do sol durante o dia, a qual é reemitida mais tarde. Durante a noite, essa quimioluminescência contribui significativamente para o brilho do céu, especificamente no infravermelho próximo. Os estudos da luminescência atmosférica têm contribuído bastante para a pesquisa sobre a dinâmica da mesosfera e baixa termosfera (Gardner e Taylor, 1998).
A luminescência atmosférica é utilizada para se estudar ondas de gravidade devido à perturbação que estas ondas causam sobre as camadas emissoras. Parte-se do princípio que, a passagem de ondas pela região emissora pode elevar ou baixar a altura destas camadas adiabaticamente. Assim, é possível relacionar a perturbação na altura da camada também com mudanças de temperaturas através de taxa de queda adiabática. Enquanto a mudança na densidade é responsável pela mudança na intensidade, as mudanças de temperatura irão afetar os coeficientes de taxa de reação nos processos que produzem as camadas, e então a intensidade de luz radiada irá mudar. Esta mudança é utilizada para captar as imagens. Neste trabalho foram imageadas as seguintes emissões: as bandas de Meinel (OH), a linha verde do oxigênio atômico em 557,7 nm (5577) e a banda atmosférica (0,1) do O2 (O2).
No Capítulo 2 é feita uma descrição das emissões observadas, como também da fotoquímica envolvida nos processos de emissão.
1.4 O Imageamento da Aeroluminescência
Os três instrumentos mais utilizados atualmente no estudo de ondas de gravidade são o radar de laser, o radar MF e o imageador. O radar de laser é capaz de medir densidade e temperatura em função da altura e do tempo, com uma alta resolução em altura. Um típico radar MF, que faz medidas de ventos em função da altura e do tempo observa uma área horizontal de
resolução temporal de 1 a 2 minutos. O imageador utilizado nesta tese tem uma resolução temporal de aproximadamente 3 minutos para imagens do OH e 5577 e de aproximadamente 7 minutos para as do O2. A resolução espacial
pode chegar até 0,5 km dependendo da projeção. O diâmetro da área imageada é de aproximadamente 900 km em 85 de altura.
Comparando o imageador com os outros dois instrumentos, notamos que o imageador observa uma área maior do que o radar MF, porém a aquisição dos dados depende das condições observações e o radar de laser detecta diferentes regiões do espectro de ondas de gravidade. Desta forma, podemos dizer que estes três instrumento são complementares para o estudo de ondas de gravidade.
A principal vantagem do imageamento da aeroluminescência na observação de ondas de gravidade é a combinação da alta resolução espacial com a alta resolução temporal na visualização de uma grande área horizontal.
As principais desvantagens do uso do imageador para detecção de ondas são as seguintes: a) O restrito intervalo de tempo de observação, porque requerem boas condições de tempo e só podem ser realizadas à noite; b) a atenuação das assinaturas para ondas de comprimentos de onda verticais curtos.
1.5 Objetivos e Sumário
Entre as questões abertas sobre a dinâmica da região MLT estão: a extensa variabilidade do campo de ondas de gravidade, as fontes de geração de ondas e os efeitos desta variabilidade na atmosfera.
O principal objetivo desta tese foi construir uma climatologia das ondas de gravidade de curto período sobre Cachoeira Paulista, observando a aeroluminescência atmosférica através de um imageador de céu completo. O principal resultado deste trabalho é a anisotropia encontrada na direção de propagação das ondas observadas, no inverno para noroeste e no verão para
sudeste. Após atingir este objetivo, um segundo objetivo, não menos importante, foi a compreensão das razões das características observadas.
Vale salientar que para atingir o objetivo principal do trabalho foi necessário a elaboração de um programa de calibração e redução dos dados. Pois até o início deste trabalho não existia um programa capaz de quantificar os parâmetros das ondas observadas. Um grande esforço foi realizado na elaboração deste programa. Este programa foi elaborado utilizando a linguagem IDL (Interactive Data Language).
Para explicarmos estas características, discutimos os dados a partir da teoria da filtragem de ondas através dos ventos estratosféricos, da teoria do canal Doppler (“Doppler Duct”) e das possíveis fontes geradoras dos eventos. O resultado foi que as ondas sobre Cachoeira Paulista são geradas por regiões de convecções intensas e que a anisotropia na direção de propagação deve-se, em parte, à localização (variação sazonal) das fontes geradoras e principalmente à filtragem de ondas pelos ventos estratosféricos.
Este trabalho é composto por esta introdução, e por mais 6 Capítulos cuja descrição é feita a seguir:
Capítulo 2: neste Capítulo é apresentada uma descrição das emissões observadas, como também da fotoquímica envolvida nos processos de emissão;
Capítulo 3: é apresentado um sumário da teoria de ondas de gravidade e um histórico das observações destas ondas;
Capítulo 4: são descritas a instrumentação e metodologia utilizadas; Capítulo 5: são apresentados a análise dos dados e os resultados;
Capítulo 6: são discutidos os resultados encontrados, utilizando a teoria de filtragem de ondas pelos ventos, canal Doppler e as prováveis fontes. Além disso, apresenta-se uma noite na qual denominamos de “noite especial”,
Capítulo 7: apresenta as principais conclusões e são feitas algumas recomendações para futuros trabalhos.
Além deste Capítulo, apresentam-se as referências citadas no texto e dois apêndices. No apêndice A apresentam-se todas as características dos eventos observados e no apêndice B apresenta -se o algoritmo utilizado na linearização das imagens.
CAPÍTULO 2
EMISSÕES OBSERVADAS
A mesopausa é caracterizada por um mínimo absoluto de temperatura atmosférica, que ocorre aproximadamente em 90 km de altitude. Também nesta região, a atmosfera apresenta um comportamento especial no que se refere a dinâmica dos constituintes. É a região que determina o limite entre uma atmosfera com massa molecular constante de outra onde predomina a difusão molecular. A ocorrência de certas reações de quimiluminescência, especialmente com o oxigênio atômico, provoca o aparecimento de espécies excitadas que, através de processos competitivos de desativação colisiona ll (quenching) e de decaimento radiativo, produz o fenômeno óptico de aeroluminescência.
A aeroluminescência é um fenômeno óptico na atmosfera causado pela emissão de fótons pelos átomos ou moléculas excitados, associados com processos de recombinação das moléculas dissociadas que foram produzidas pela absorção da radiação ultravioleta. Caracteriza-se por ser uma radiação tênue e de extensa faixa espectral (do ultravioleta ~λ=250 nm ao infravermelho ~λ=4 µm).
A aeroluminescência também tem uma nomenclatura de acordo com o ângulo zenital da radiação solar, podendo ser diurna, crepuscular e noturna. A utilização de medidas noturnas é a mais usada, pois a presença da radiação solar torna o espectro complexo e com uma elevada intensidade de ruído.
As observações óticas de aeroluminescência são efetuadas em geral de três formas: a) no solo (fotômetro e imageador), b) a bordo de foguete (fotômetro); e c) em satélites (imageador e fotômetro). O método escolhido leva em conta o propósito do estudo. Quando o objetivo é investigar flutuações nas intensidade das emissões (variabilidade temporal), utiliza-se a fotometria de solo. Caso o objetivo seja determinar o perfil vertical da camada de emissão (taxa de
emissão volumétrica) geralmente se usa medidas de fotometria a bordo de foguete. No entanto, o estudo da distribuição global do campo de radiação da aeroluminescência pode ser obtido através de técnicas de imageamento a bordo de satélite.
Os estudos sobre a aeroluminescência tiveram início no começo do século XX, a partir do reconhecimento por vários astrônomos como sendo uma componente da luz do céu noturno ou espalhada pela atmosfera. Lord Rayleigh durante a década de 30 realizou uma série de medidas em uma restrita faixa espectral, dando início a pesquisa em aeroluminescência. Além disso, o trabalho de Chapman (1931), na tentativa de explicar a emissão da linha verde do oxigênio atômico em 557,7 nm, é um fundamento básico até os dias de hoje. A Figura 2.1 mostra o espectro da aeroluminescência noturna.
Fig. 2.1 – Espectro da aeroluminescência mostrando as principais linhas de emissão.
No próximo item serão descritas as emissões observadas neste trabalho ,, apresentando a fotoquímica e os processos de excitação.
2.1 A Excitação da Molécula OH
O sistema de bandas, vibracional-rotacional, do radical hidroxila excitado, OH*(v’≤ 9), na aeroluminescência noturna, tem sido observado desde sua identificação espectroscópica por Meinel (1950). Dentre os objetivos para o estudo deste radical podemos destacar: a compreensão das cadeias catalíticas do ozônio mesosférico; o cálculo da temperatura rotacional (assumindo-se que a temperatura cinética da atmosfera seja a temperatura rotacional); e a investigação dos processos de propagação e saturação de ondas de gravidade.
Fig. 2.2 – Representação entre várias transições vibro-rotacionais.
Estas bandas (Bandas de Meinel) surgem das transições vibracionais internas ao estado fundamental
(
, '', '')
2 , ' , 2 ' ' iv J J v i X XOH Π → Π do radical da hidroxila (OH). Quanto à excitação vibracional podem ocorrer os níveis v de 0 a 9. Cada banda vibracional envolve uma estrutura rotacional, com as linhas agrupadas em ramos denominados P, Q e R. A Figura 2.2 mostra a representação entre
várias transições. F1 e F2 denotam os termos de energia rotacional e J o
momento angular.
O espectro noturno do OH varia de 500 nm até 2,7 µm, com uma intensidade integrada total de aproximadamente 1 MR (megarayleigh). As bandas mais intensas (∆v = 2) aparecem no infravermelho próximo entre 1,43 µm (banda 2-0) e 2,15 µm (banda 9-7), as quais apresentam intensidade de 100 kR.
2.1.1 A Fotoquímica da Molécula OH*
A reação exo térmica hidrogênio-ozônio, proposta por Bates e Nicolet (1950), é o mecanismo mais eficiente para produção do OH*(v’≤ 9) na mesosfera superior : 2 * ) , ( 3 ( ' 9) 2 ' OH v O O H + →fv a ≤ + , (2.1)
onde fv’ representa a fração de produção de OH* no nível v’. A energia liberada
de 3,34 eV na reação é suficiente para permitir a ocupação de níveis vibracionais até v’≤ 9.
Já é conhecido que a reação (2.1) produz OH* preferencialmente nos níveis v’= 7, 8, 9 (Klenerman e Smith, 1987), e que os níveis mais baixos, que são os responsáveis por grande parte das bandas de Meinel observadas na aeroluminescência noturna, são ocupados via processos de cascata radiativa e de transferência de energia (vibracional) entre as moléculas:
), ( ) ' ' ( * ) ' ( * ) ( ) ' ' ( * ) ' ( * )] '' , ' ( [ )] '' ,' ( [ 6 1 energia cia transferên M v OH M v OH radiativo h v OH v OH i v v a i v v A i − + → + + → ν (2.2)
onde Mi denota os constituintes de desativação energética O, O2 e N2. A perda
fotoquímica de OH*(v’≤ 9), em cada um dos níveis vibracionais pode ser representada por (2.2) ou através dos processos de desativação colisional .
s desativado produtos M v OH*( ')+ i[ →aLi(v')] − , (2.3)
Nas condições de equilíbrio fotoquímico, a taxa de produção é igual às perdas químicas, logo para uma altitude fixa interna à camada de emissão, a densidade numérica do OH*(v’) será dada por:
{
}
∑
∑
∑
∑
− = + = + + + = '1 0 1 9 1 ' 1 6 3 2 ' ) ' ( ) , ' ( ) ' , ( ) ' , ( )] ' ( * [ ] ][ [ )] ' ( * [ v v i i i L v v i i i v M v a v v A M v v a v v A v OH O H a f v OH . (2.4)A taxa de emissão volumétrica (em fótons cm-3s-1) será dada por:
)] ' ( * )[ '' , ' ( ) '' , ' ( 1 * v v A v v OH v OH = ε . (2.5)
O perfil de altitude da emissão do OH*(v’≤9) na aerolumenescência é de grande interesse, devido principalmente, a larga distribuição espectral e acentuada intensidade apresentada. Ademais, tem proporcionado informações relevantes a respeito da densidade dos constituintes minoritários da mesopausa (principalmente o oxigênio atômico) e nas interpretações dos processos de excitação.
Baker e Stair (1988), catalogaram uma grande quantidade de perfis de emissão das bandas de Meinel, medidas através de instrumentação a bordo de foguetes. Os valores encontrados mostraram que a altitude máxima da emissão está entre 85 e 90 km, com uma espessura de camada média entre 6 e 10 km.
2.2 A Excitação da Linha Verde O(1s)
A linha verde (557,7 nm) é explicada por um modelo de transição espectroscópica entre os estados excitados
(
1S−1 D)
do oxigênio atômico. Esta emissão é muito importante no espectro do céu noturno da atmosfera, principalmente devido a baixa energia requerida para excitar o estado 1S (em torno de 4,17 eV).
A intensidade integrada da emissão O(1S) presente na aeroluminescência noturna da mesosfera superior apresenta um valor médio de 250 R mostrando acentuadas variações sobre este valor (60 a 500 R).
2.2.1 Fotoquímica do O(1s)
As primeiras tentativas teóricas de explicar as características fotoquímicas desta emissão foram propostas por Chapman (1931), que usou a hipótese de que o pico de emissão ocorreria onde a densidade do oxigênio fosse acentuada. Desta forma, ele estabeleceu a recombinação direta do O através de um processo de três corpos: ) (1 2 O S O O O O+ + →k + . (2.6)
Os primeiros perfis de altitude via medidas a bordo de foguete questionaram a reação Chapman. Barth (1964) sugeriu um processo que envolvia duas etapas para a excitação do estado 1S. Uma molécula do O2* precursora (a qual
mantém energia suficiente para excitação), seria a responsável pelo aparecimento do O(1S)através do mecanismo de transferência de energia, com as seguintes reações: 2 1 * 2 * 2 ) ( 1 * 1 O S O O O M O M O O k k + → + + → + + δ β . (2.7)
A fotoquímica da linha verde, para a situação proposta por Barth completa-se com as seguintes reações de desativação :
s desativado produtos M S O s desativado produtos M O i i k i k i − → + − → + 4 * ) (1 * 2 (2.8)
) 7 , 557 ( ) ( ) ( ) , ( ) ( 1 1 3 1 2 * 2 1 * nm h O S O total h D P O S O h O O s A A A ν ν ν + → + → + → (2.9)
No equilíbrio fotoquímico, a taxa de emissão volumétrica será dada por:
∑
+∑
+ = i i i i i i i s M k A M A M O k A ]) [ ])( [ ( ] [ ] [ * * 4 1 1 * 3 1 7 , 557 δ β ε (2.10)Os perfis de emissão da linha verde oferecem informações interessantes, tais como processos de desativação e excitação e a concentração do oxigênio atômico na região da emissão. As observações realizadas até hoje mostram uma altitude máxima da emissão da linha verde entre 96-98 km, em uma camada de emissão com espessura aproximada de 8 km.
2.3 As Emissões do Oxigênio Molecular
Os estados excitados do O2 que se destacam na aeroluminescência noturna,
são os que podem ser excitados através de reações de recombinação direta com o oxigênio atômico. No entanto, existem evidências sugerindo que os processos de transferência de energia, via moléculas precursoras excitadas possam explicar com maior detalhe, os perfis observados do O2 (Wraight,
1982).
2.3.1 As Bandas Atmosféricas do O2
( )
b1Σ+gO conjunto de bandas atmosféricas do O2 na aeroluminescência noturna da
mesosfera superior tem merecido uma considerável atenção. O espectro de transição eletrônica b1Σ+g −X3Σ−g consiste de diferentes bandas vibracionais. As bandas vibracionais que se destacam são, a banda (0,0), habitualmente chamada de banda atmosférica, e a banda (0,1), denominada de banda Kaplan-Meinel. Estas bandas estão centradas no espectro de 761,9 nm e 864,5 nm, respectivamente, e podem ser facilmente observadas via fotometria da
aeroluminescência noturna, embora a banda (0,0) sofra um pronunciada absorção pelo oxigênio atmosférico, impossibilitando sua medida no solo. A razão entre as duas bandas é da ordem de 17; e o sistema como um todo registra uma intensidade total de 3-6 kR. O pico de emissão da banda (0,0) estabelece-se em torno de 94±1 km. A intensidade integrada total da emissão exibe acentuadas variações (1 kR – 10 kR). Tal variabilidade tem sido atribuída à presença de ondas de gravidade internas e marés na mesopausa.
Witt et al. (1979) e Greer et al., (1981) mostraram que os processos de transferência de energia, através de duas etapas, são mais eficientes para produção destas espécies:
2 1 2 2 * 2 * 2 ) ( 2 * 1 O b O O O M O M O O g k k + Σ → + + → + + + γ α (2.11)
As outras reações que complementam o esquema cinético são:
) '' ' ( ) ( ) ( ) ( ) ( 2 ) '' , ' ( 1 2 2 1 2 2 * 2 1 2 * 2 2 2 * 7 * v v particular em h O b O total h O b O h O O s desativado produtos M b O s desativado produtos M O v v A g A g A k i g k i i i − + → Σ + → Σ + → → + Σ → + + + + ν ν ν (2.12)
Assumindo a condição de equilíbrio fotoquímico,
(
[ ])(
[ ])
] [ ] [ ] [ ) '' , ' ( * * 7 2 2 2 * 2 1 2 i i i i i ik M A k M A O k M O k v v A Σ + Σ + = + Σ γ α ε . (2.13)Da mesma forma que as investigações sobre a linha verde, muito trabalho tem sido realizado na tentativa de identificar os estados eletrônicos do agente precursor de O2(b1Σ+g).
CAPÍTULO 3
ONDAS DE GRAVIDADE NA ALTA ATMOSFERA
Já é bem conhecido o fato de que as ondas de gravidade desempenham um importante papel no transporte de energia e momento da baixa atmosfera para região da MLT, afetando a estrutura de temperatura e a circulação geral desta região. Esta região é rica em interações dinâmicas e fotoquímicas; onde é encontrado uma variedade de estruturas interessantes, tais como, as camada mesosféricas de aeroluminescência, as camadas metálicas devido a ablação de meteoros, e nuvens noctilucentes.
Existem várias técnicas observacionais de ondas de gravidade. Todavia, cada instrumento tem sua própria limitação na observação dos parâmetros da ondas de gravidade. No entanto, a combinação de métodos observacionais é muito importante para o estudo mais detalhado das ondas de gravidade (Gardner e Taylor, 1998).
Em aeronomia, os estudos das emissões de aeroluminescência (Hines, 1997 Esteban e Scheer, 1996; Fagundes et al., 1995; Takahashi et al., 1995; Maklouf et al., 1995) tratam das variações da dinâmica da média atmosfera. Temperaturas rotacionais, velocidades de ventos radiais e densidades atmosféricas podem ser inferidas destas emissões (Coble et al., 1998).
O imageamento da aeroluminescência em torno da região da mesopausa é capaz de investigar as estruturas de ondas de gravidade mais diretamente, e tem sido aplicado para observar ondas de gravidade com características de períodos curtos (< 1 hora) e pequenos comprimentos de onda horizontal (6~100 km) em vários locais (Nakamura et al., 1999).
Em alguns casos, as fontes destas ondas supostamente estão na troposfera, de onde as ondas se propagariam para a média atmosfera (Taylor e Hapgood, 1988). Também são sugeridos como prováveis fontes destas ondas a excitação
na própria camada da aeroluminescência noturna(Isler et al., 1997; Fritts et al., 1993).
Neste Capítulo é mostrado um pouco da teoria de ondas de gravidade e suas principais características obtidas através das observações.
3.1 As Primeiras Interpretações Sobre Ondas de Gravidade
Com o advento dos foguetes de sondagem e de métodos indiretos para a medida dos ventos na alta atmosfera nos anos 50, observou-se que estes apresentavam características bastante diferentes em relação à baixa atmosfera. O perfil vertical do vento na alta mesosfera e baixa termosfera apresentava altos valores e enorme variação com a altura. Devido a isto estes ventos foram, inicialmente, denominados de ventos irregulares. A observação deste e de outros perfis verticais permitiu que algumas características destes ventos fossem obtidas: i) fortes variações na distância vertical, da ordem de alguns quilômetros; ii) o vento dominante em um dado ponto persiste com pouca variação por dezenas de minutos e tende a alcançar a correlação zero após aproximadamente 100 minutos; iii) as escalas horizontais dos ventos são maiores do que as verticais em aproximadamente 20 vezes; iv) os movimento são predominantemente horizontais; v) as velocidades tendem a aumentar com a altura; vi) as escalas verticais dominantes tendem a aumentar com a altura.
Hines, em uma série de artigos publicados nos anos 50 e 60 explicou que estes ventos irregulares não eram tão irregulares assim, mas que podiam ser explicados como sendo provenientes de uma soma de modos de propagação de ondas internas.
As ondas de gravidade internas só existem para períodos maiores que o período de Brünt-Väissälä g ω 1 :
(
1)
12 2 − = γ π τ g C g , (3.1)onde C é a velocidade do som, g é a aceleração da gravidade e γ é relação entre o calor específico a pressão constante e o calor específico a volume constante. Este valor na mesosfera é aproximadamente 5 minutos. Este foi o limite inferior teórico do espectro temporal dos ventos irregulares. Nos limites de baixas freqüência e pequenos comprimentos de onda algumas relações assintóticas podem ser deduzidas das soluções como:
g z x τ τ λ λ ≈ e z x w v λ λ ≈ (3.2)
onde λx,λy,τ,ve w são o comprimento de onda horizontal, comprimento de
onda vertical, período da oscilação, velocidade zonal e velocidade meridional, respectivamente.
3.2 Oscilações Atmosféricas na Presença da Gravidade
A idéia de ondas acústicas é bastante familiar, no entanto, a relação de dispersão das ondas de gravidade apresenta características não muito comuns. Para o caso mais simples, podemos considerar: pequenas variações de pressão e densidade, nas quais não ocorra perda de energia (viscosidade nula) e solução plana em d uas dimensões.
Ondas com as propriedades descritas anteriormente, podem ser obtidas como soluções idealizadas de modelos simplificados, onde a atmosfera é considerada estacionária, com temperatura e composição uniformes. Nesse tipo de atmosfera básica, as ondas são consideradas perturbações lineares e que ocorrem adiabaticamente, sem fricção (atrito) e com aceleração da gravidade constante com a altura. A força de Coriolis é desprezada em relação às forças do gradiente de pressão, de inércia e da gravidade.
Sob estas condições o conjunto de equações linearizadas pode ser usado. No entanto, como é mais comum em aeronomia, expressa-se as equações linearizadas em termos de V, p e ρ da forma que é feita por Hines (1960). Onde V é a velocidade, p a pressão e ρ é a densidade. As únicas forças atuantes estão na vertical e as soluções são ondas planas, desta forma, podemos direcionar o eixo horizontal x na direção de propagação da onda e Vr =(u,0,w)
e fazendo p = p1+ p0,ρ = ρ1+ρ0. Onde p0 (p do estado estático), p1 (p no
estado 1), ρ0 (ρ no estado estático), ρ1 (ρ no estado 1) e u e w (velocidades em
x e z). Linearizando as equações do movimento obtemos o conjunto de equações : ∂ ∂ + ∂ ∂ − = ∂ ∂ + ∂ ∂ ∂ ∂ + ∂ ∂ = ∂ ∂ + ∂ ∂ − ∂ ∂ − = ∂ ∂ ∂ ∂ − = ∂ ∂ z w x u z w t z w t C z p w t p g z p t w x p t u 0 0 1 0 1 2 0 1 1 1 0 1 0 ρ ρ ρ ρ ρ ρ ρ ρ , (3.3)
onde Cé velocidade do som e está relacionada com p0 e ρ0 por
0 0 2 ρ γ p C = e γ
é a relação entre o calor específico a pressão constante e calor específico a volume constante v p c c .
São supostas as seguintes soluções:
) ( exp 0 1 0 1 A i t K x K z Z U X U R p p P p p z x z x = = − − = = ω , (3.4)
Substituindo (3.4) em (3.3) obtemos a seguinte relação de dispersão: 0 ) 1 ( ) ( 2 2 2 2 2 2 2 4 − + + − + = z x z x K g K i gK K C γ ω γ ω ω , (3.5)
Na ausência de gravidade, (3.5) fica reduzida a seguinte Equação:
) ( 2 2 2 2 z x K K C + = ω (3.6)
que governa a propagação do som.
3.3 Ondas de Gravidade Internas Admitindo soluções da forma:
) ( exp 2 exp 0 1 0 1 z k x k t i H z A Z w X v R p p P p p z x − − = = = = ω (3.7)
a relação de dispersão para ondas internas torna-se:
0 4 / ) 1 ( ) ( 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 4 − + + − − = C g k g k k C x z γ x γ ω ω ω , (3.8)
A Equação (3.8) é do quarto grau em ω, o que significa que para cada par
(
kx,kz)
existem dois conjuntos distintos de ω2
. Se restringirmos aos valores positivos de ω, já que a parte negativa altera apenas a direção da propagação, notamos que um dos ω’s é maior do que um determinado ωa e outro é menor
que um determinado ωg e também queωa >ωg, onde
C g a 2 γ ω = é a “freqüência
acústica de corte” e ωg =
(
γ −1)
12 /C é a freqüência de Brunt-Väisälä. Isto indica que duas seqüências distintas de ondas internas podem ocorrer, uma de alta freqüência(
ω >ωa)
e uma outra de baixa freqüência(
ω <ωg)
e que existeum intervalo no espectro
(
ωg ≤ω ≤ωa)
onde ondas internas não se propagam. Estes três tipos de ondas são: ondas acústicas, ondas internas de gravidade e onda evanescentes (não propagantes), respectivamente. A Figura 3.1 ilustra ostrês regimes em um diagrama da freqüência da onda em função do número de onda horizontal.
Fig. 3.1 – Os três tipos de onda internas (acústicas, evanescentes e de gravidade).
FONTE: Hargreaves (1992, p. 127).
Fig. 3.2 – Contorno para período constante. Os períodos, são medidos em minutos e são mostrados nos retângulos correspondentes a cada curva.
