126_METEOROLOGIA_E_CLIMATOLOGIA_VD2_Mar_2006

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METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA
Mário Adelmo Varejão-Silva
Versão digital 2 – Recife, 2006
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z
z + ∆ z p + ∆ p
p
Fig. III.6 - Coluna atmosférica de espessura infinitesimal, tendo área da secção reta unitá-
ria (p designa a pressão e z a altitude).
p(z) = p(z+dz) + C
p = p + dp + C
- dp = C.
Sendo A a área da secção reta da coluna, o volume da camada será Adz. Então, se g
designar a aceleração da gravidade e ρ a densidade do ar, é evidente que:
C = ρg Adz/A = ρgdz.
Combinando as duas relações anteriores, verifica-se que a pressão diminui quando z
aumenta, ou seja:
dp = –ρgdz. (III.4.1)
Esta é a conhecida equação da hidrostática, que rege a distribuição vertical da pressão
num fluido em equilíbrio. Na atmosfera, porém, a pressão não varia apenas na direção vertical.
Normalmente, verificam-se variações também na direção das coordenadas horizontais usadas.
Para aplicações mais gerais, portanto, as diferenciais totais que figuram na relação anterior
devem ser substituídas por diferenciais parciais, ficando: 
∂ p = –ρg ∂ z. (III.4.2)
A despeito de sua aparente simplicidade a equação do equilíbrio hidrostático não pode
ser usada para obter a pressão atmosférica reinante em um dado local e instante. De fato, a
sua integração exige que se conheça a distribuição vertical da aceleração da gravidade (ape-
nas teoricamente conhecida) e, também, a variação da massa específica do ar com a altitude
(z), em toda a coluna atmosférica acima do local em questão. Infelizmente a determinação da
massa específica do ar não é incluída na rotina de trabalho das estações de prospecção aero-
lógica, exatamente por ser muito difícil de efetuar.
Face à impossibilidade de aplicar a equação do equilíbrio hidrostático diretamente à
atmosfera, a pressão atmosférica deverá ser obtida por outro processo.