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Meteorologia e Climatologia - Varejão/ Silva

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a pressão atmosférica pode ser lida diretamente no
mostrador.
As cápsulas aneróides constituem, o elemento sensível dos barógrafos. Nesses instru-
mentos, o sistema de alavancas aciona uma haste, em cuja extremidade encontra-se uma
pena, que se move sobre um tambor rotativo. Desse modo registram-se as variações da pres
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são atmosférica sobre um diagrama de papel, denominado barograma, o qual é preso ao tam-
bor (Fig. III.10).
ESCALA
(mb)
EIXO
CÁPSULA
VÁCUO
PONTEIRO
BASE
99
0
10
00
10
10
Fig. III.9 - Esquema de um barômetro aneróide vendo-se a cápsula, o sistema de alavan-
cas simplificado e o ponteiro.
A B
C
D
E
F
Fig. III.10 - Esquema de um barógafo mostrando o tambor rotativo (A), a presilha do dia-
grama (B), o diagrama (C), a haste da pena registadora (D), a pilha de cáp-
sulas aneróides (E) e o sistema de alavancas (F).
4.4 - Variações locais da pressão atmosférica.
Em geral, a pressão atmosférica muda de ponto para ponto e, em cada ponto, ao longo
do tempo. Essa contínua variação da pressão decorre da incessante alteração da massa espe-
cífica do ar, nas diferentes camadas da atmosfera situadas acima do local em questão, causa-
da por alterações na temperatura, no conteúdo de vapor d'água, ou em ambas. A massa espe-
cífica do ar diminui quando aumenta a temperatura, o teor de umidade, ou ambos.
Na coluna atmosférica que se estende verticalmente acima de um observador, o ar se
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encontra em permanente processo de renovação, devido ao vento. Quando, em uma camada
qualquer dessa coluna, o ar substituinte possui massa específica diferente da daquele que ali
se encontrava, o peso dessa camada varia e sua contribuição para a pressão reinante ao nível
do observador muda. Pode acontecer que as variações havidas em diferentes camadas se
compensem e, nesse caso, nenhuma modificação no valor da pressão é detectada pelo obser-
vador, enquanto perdurar essa situação. No caso mais geral, porém, em qualquer ponto da
atmosfera a pressão está se modificando continuamente com o tempo (Fig. III.11).
Na Região Tropical a curva diária da pressão revela dois máximos (10 e 22 horas, apro-
ximadamente) e dois mínimos (4 e 16 horas), como pode ser observado na Fig. III.11. A ampli-
tude da variação diária, no entanto, é relativamente pequena quando comparada com a que
normalmente se verifica nas regiões extratropicais.
Em condições não perturbadas, o caráter oscilatório diário da pressão à superfície é
atribuído às marés atmosféricas, semelhantes às oceânicas. A essas variações regulares su-
perpõem-se aquelas motivadas por eventuais perturbações atmosféricas.
Le
itu
ra 
ba
ro
mé
tri
ca
 em
 m
ilib
are
s
Le
itu
ra 
ba
ro
mé
tri
ca
 em
 m
ilib
are
s
960
955
950
0 12 0 12 0 12 hora
23/02/78
965
24/02/78 25/02/78
Fig. III.11 - Variação da pressão atmosférica (hPa) observada em Campina Grande
(7o13'S, 35o52'W), entre 23 e 25 de fevereiro de 1978 (escala de tempo de
acordo com a hora legal local).
5. Ajuste da pressão ao nível médio do mar.
Não é correto comparar diretamente valores da pressão atmosférica, quando coletados
em locais com diferentes altitudes. Caso isso fosse feito, os valores referentes às localidades
mais elevadas, sendo sempre menores que os demais, conduziriam a resultados inverídicos.
Por exemplo: dariam a impressão de que o ar tenderia sempre a se deslocar dos locais de me-
nor altitude (onde a pressão é mais elevada) para os de maior, ou seja, que o vento sopraria
permanentemente subindo as encostas. Essa conclusão, por ser baseada em uma premissa
falsa, iria ser contrariada pelas observações da direção do vento.
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Para que possam ser comparados valores da pressão à superfície, observados em lo-
cais com altitudes distintas, é indispensável que o efeito do relevo seja eliminado. Isso é feito
aplicando-se uma correção aos valores observados da pressão atmosférica, para que se ajus-
tem a um dado nível de referência, em geral o nível médio do mar. Em locais com altitudes po-
sitivas, essa correção consiste em adicionar um certo incremento ao valor da pressão observa-
da à superfície, para compensar a camada atmosférica que passaria a existir sobre esse mes-
mo local, caso fosse hipoteticamente deslocado de sua altitude real até o nível médio do mar.
Em se tratando de locais com altitudes negativas, a pressão observada seria diminuída para
compensar a camada de ar que teoricamente deixaria de existir acima deles. O ajuste é referi-
do na bibliografia especializada como "redução da pressão ao nível médio do mar". Essa termi-
nologia é imprópria pois, a maior parte das localidades onde se efetuam observações da pres-
são está situada acima do nível médio do mar, não havendo "redução" da pressão e sim um
acréscimo. A redução, nesses casos, seria da altitude (de z para 0 m). 
A eliminação do efeito de altitude, associado aos valores locais da pressão, é um pro-
blema muito sério em Meteorologia. De fato, quando o local considerado tem altitude positiva
(caso mais comum), é necessário estimar as propriedades físicas da atmosfera, naquela hipo-
tética camada vertical que o separaria do nível médio do mar, com vistas a quantificar o incre-
mento a ser dado à pressão observada à superfície. Evidentemente, o erro cometido será tanto
maior quanto mais elevado for o local em questão. Não existe, no atual estágio do desenvolvi-
mento científico humano, outra saída senão essa. Diversos métodos, mais ou menos precisos,
têm sido propostos para proceder à estimativa da correção necessária e, o que é mais grave,
os países não seguem um método comum (Shuepp et al., 1964).
Em se tratando de estações meteorológicas muito elevadas, a correção, ao nível médio
do mar, dos dados de pressão atmosférica, provocaria erros muito grosseiros. Para esses ca-
sos adota-se outro nível referência, que pode estar localizado acima ou abaixo do equivalente
à altitude da estação. 
6. Força do gradiente de pressão.
Sendo a atmosfera um fluido, a pressão atmosférica varia em todas as direções. A hi-
pótese do equilíbrio hidrostático é normalmente aceita para efeito de estudos localizados da
variação da pressão com a altitude, em situações que possam ser consideradas não perturba-
das. Quando se pretende analisar o efeito da pressão atmosférica sobre o movimento do ar,
porém, faz-se necessário aprofundar a questão e levar em conta, também, sua variação hori-
zontal.
Imagine-se um paralelepípedo de controle (Fig. III.12), situado na atmosfera, com ares-
tas infinitesimais (∆x, ∆y e ∆z) orientadas segundo os eixos (x, y e z) do referencial local, cujos
versores correspondentes são 
r
i , 
r
j e 
r
k . Sejam p e p' as pressões atmosféricas reinantes no
centro das faces opostas A e B, perpendiculares ao eixo ox. Admitindo que p < p', as forças
atuantes no centro das referidas faces correspondem ao produto da área pela respectiva pres-
são, isto é:
r
fA = p ∆y ∆z 
r
ir
fB= –p' ∆y ∆z 
r
i
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que são claramente opostas (
r
i e - 
r
i ). A resultante dessas forças (fX
r
i ) será sua soma vetorial,
ou seja:
fX
r
i = 
r
fA + 
r
fB= ( p – p' )∆y∆z 
r
i .
y
z
x
FA FB
A B
Dx
Fig. III.12 - Paralelepípedo de controle imerso na atmosfera, cujas faces opostas A e B
estão submetidas à pressão atmosférica p e p', respectivamente.
Note-se que, sendo p < p', há uma variação da pressão ao longo do eixo ox (além da-
quelas ao longo das direções de y e de z), que, por unidade de comprimento, corresponde a ∂
p/∂ x. Assim, a pressão p', observada na face B, pode ser calculada a partir de p, ou seja:
p' = p + (∂ p/∂ x)∆x.