250_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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9.1 - Análise da densidade.

Qualquer que seja o nível que se considere, as pressões reinantes em um dado nível,
dentro e fora da parcela devem ser iguais, pois se trata de um meio fluido. A variação de pres-
são por unidade de deslocamento vertical experimentada pela parcela (dp/dz) é igual a da at-
mosfera adjacente. No entanto, como a atmosfera encontra-se em equilíbrio hidrostático, obe-
dece à equação:

dp/dz = –ρg.
Substituindo o valor de dp/dz na equação VI.9.1, obtém-se, em módulo:

dw/dt = g(ρ – ρ*)/ρ*. (VI.9.2)
Verifica-se, como esperado, que a aceleração vertical vai depender da diferença entre

as densidades da atmosfera adjacente e da parcela. Nas vizinhanças de z, a atmosfera estará
em equilíbrio estável, indiferente ou instável, conforme a diferença ρ – ρ* seja menor, igual ou
maior que zero, respectivamente.

Na prática o emprego da relação VI.9.2 não é conveniente, por pressupor que se co-
nheça a distribuição espácio-temporal de ρ, o que não é verdade. Torna-se necessário usar
outro caminho.

9.2 - Análise da variação vertical de temperatura.

Usando a equação de estado dos gases ideais para eliminar ρ e ρ* da equação VI.9.2,
resta:

dw/dt = g ( T* – T ) /T. (VI.9.3)

A aceleração da parcela vai depender de sua temperatura em relação à da atmosfera
circundante. A camada da atmosfera que ela representa será instável, neutra ou estável con-
forme a diferença T*–T seja positiva, nula ou negativa, respectivamente. O emprego dessa ex-
pressão exige o conhecimento de T*, função dos processos termodinâmicos aos quais se sub-
meteu a parcela durante o movimento vertical. Se To representar a temperatura da parcela e
da camada atmosférica antes de iniciar o movimento, então:

T* = To – γa∆z ... parcela não saturada;
T* = To – γS∆z ... parcela saturada;

em que γa e γS indicam as razões adiabática e pseudo-adiabática, como apropriado. Por outro
lado, sendo Γ a variação vertical de temperatura observada na camada em questão (Γ tem si-
nal oposto ao do gradiente vertical de temperatura), então, a temperatura da atmosfera no nível
z será:

T = To – Γ ∆z.