Baixe o app para aproveitar ainda mais
Prévia do material em texto
METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA Mário Adelmo Varejão-Silva Versão digital 2 – Recife, 2006 112 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.
Compartilhar