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Meteorologia e Climatologia - Varejão/ Silva

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a altitude. Deve-se ressaltar, porém, que o conceito
de média tem um significado muito restrito nessa região: entre o dia e a noite a temperatura do
ar pode oscilar, ali, várias centenas de graus em torno do valor médio (Dobson, 1968). Essas
temperaturas não são medidas diretamente, mas estimadas a partir da pressão e da massa
específica, já que o grau de rarefação local não possibilita o uso de processos termométricos
convencionais. A cerca de 120 km de altitude, por exemplo, a densidade do ar é estimada em
0,00002 g m-3 (Murgatroyd et al., 1965). Tais condições de rarefação são muito melhores que
as obtidas nas mais sofisticadas câmaras de vácuo atualmente em uso.
3.5 - Ionosfera.
Em decorrência da fotodissociação, a concentração de íons aumenta com a altitude na
atmosfera superior, advindo daí o termo ionosfera a ela aplicado. A ionização começa a ocorrer
por volta de 60 km de altitude.
Muito embora os dados disponíveis tenham um acentuado grau de incerteza, as obser-
vações realizadas insinuam que cerca de 65% do oxigênio encontra-se dissociado aos 130 km
de altitude. A presença de íons na atmosfera superior está relacionada com a existência de
elétrons livres mas, segundo Dobson (1968), o número de íons deve ser inferior ao de átomos
neutros. Isso é justificável porque, sendo os íons eletricamente carregados, facilmente colidem
e interagem.
Quando se considera a concentração de elétrons livres, a ionosfera é dividida em três
regiões (Boischot, 1966):
REGIÃO D - situada de 60 a 90 km de altitude, com concentração da ordem de 103 elé-
trons por centímetro cúbico;
REGIÃO E - entre 90 e 160 km de altitude, com o máximo de concentração, da ordem
de 105 elétrons por centímetro cúbico, situado entre 110 e 120 km; e a
REGIÃO F - acima de 160 km de altitude, com dois máximos de concentração de elé-
trons livres (o da sub-camada F1, com 5x105 cm-3, situado em torno de 200
km e o da sub-camada F2, com 106 cm-3, localizado a cerca de 300 km de
altitude).
A ionosfera pode absorver ou refletir ondas de rádio, dependendo da freqüência da
emissão radiofônica e da densidade de elétrons livres. Exerce, por isso, um papel importante
na rádio-comunicação, facilmente perceptível à noite, ocasião em que o desaparecimento do
máximo correspondente à região D, permite que as ondas sejam refletidas pelas regiões E e F,
mais elevadas, melhorando bastante a qualidade da recepção de emissoras distantes. Algu-
mas estações transmissoras, interessadas em propagações específicas para determinadas
regiões da Terra, usam a propriedade refletora da ionosfera. Durante o dia, porém, a região D
absorve grande parte da energia associada às ondas radiofônicas, tornando mais débeis os
sinais recebidos por reflexão.
Eventuais mudanças súbitas na atividade solar (erupções solares) provocam alterações
apreciáveis na densidade de elétrons livres da ionosfera e podem causar um colapso nas co-
municações via rádio. Tais distúrbios, designados por tempestades magnéticas, são atribuídos
ao fluxo anômalo de partículas eletricamente carregadas procedentes do Sol.
METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA
Mário Adelmo Varejão-Silva
Versão digital 2 – Recife, 2006
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A Terra possui, ainda, duas camadas exteriores, ditas cinturões de radiação de Van
Allen, o mais próximo dos quais situa-se a cerca de 3600 km de altitude acima do equador
magnético terrestre (Vila, 1971). Esses cinturões se compõem de partículas subatômicas dota-
das de elevada energia, principalmente elétrons. Os cinturões magnéticos de Van Allen prote-
gem a superfície terrestre do incessante bombardeio de raios cósmicos vindos do espaço, al-
tamente nocivos aos seres vivos. 
As descargas solares de partículas eletricamente carregadas, atingem os cinturões de
radiação de Van Allen, sendo capturadas e atraídas na direção dos pólos magnéticos da Terra.
Por ocasião das tempestades magnéticas, o fluxo de partículas solares torna-se anormalmente
elevado e sua interação com o oxigênio e o nitrogênio atômicos. na alta atmosfera, nas proxi-
midades dos pólos magnéticos, pode provocar a emissão de energia visível (luminescência),
originando as chamadas auroras polares. Esse fenômeno é visto sob a forma de colunas, ar-
cos, manchas e cortinas coloridas. 
4. Pressão atmosférica.
Denomina-se pressão atmosférica (p) ao peso exercido por uma coluna de ar, com sec-
ção reta de área unitária, que se encontra acima do observador, em um dado instante e local.
Fisicamente, representa o peso que a atmosfera exerce por unidade de área.
O estudo da pressão atmosférica é muito importante bastando lembrar que, sendo o ar
um fluido, sua tendência é movimentar-se em direção às áreas de menor pressão. Daqui de
depreende que o movimento da atmosfera está intimamente relacionado com a distribuição da
pressão atmosférica, muito embora existam outras forças intervenientes, que modificam bas-
tante a tendência inicial do ar de mover-se diretamente para as regiões onde a pressão estiver
mais baixa.
4.1 - Equação do equilíbrio hidrostático.
Em condições atmosféricas normais (não perturbadas), a componente horizontal do
movimento do ar (vento) é da ordem de 10 m s-1. Nessas mesmas condições, a velocidade da
componente vertical é de apenas um milésimo da horizontal, isto é: tem ordem de magnitude
de 1 cm s-1 (Holton, 1979). Assim sendo, costuma-se aceitar, em primeira aproximação, que a
componente vertical do movimento do ar é negligenciável quando comparada à horizontal, as-
sumindo-se que a atmosfera está em equilíbrio. Qualquer desvio em relação a essa hipótese,
tal como acontece no interior de uma nuvem de grande desenvolvimento vertical, por exemplo,
torna-se objeto de estudo específico, o qual leva forçosamente em conta a condição de não
equilíbrio.
Assumindo-se a condição normal de equilíbrio da atmosfera, sejam p e p + dp as pres-
sões reinantes em dois níveis de altitude z e z + dz, respectivamente. Esses níveis devem estar
bastante próximos e situados na mesma coluna atmosférica (Fig. III.6). A pressão no nível z
{representada por p(z)} será igual à soma da pressão reinante no nível z + dz {representada
por p(z + dz)} com a contribuição (C) devida à camada de espessura dz. Analiticamente:
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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. 
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