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Pressão atmosférica

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Barómetro aneroide.

A pressão atmosférica é a pressão exercida pelo ar atmosférico em qualquer ponto da atmosfera. Normalmente refere-se à pressão atmosférica terrestre, mas o termo é generalizable à atmosfera de qualquer planeta ou satélite.

A pressão atmosférica em um ponto representa o peso de uma coluna de ar de área de secção recta unitária que se estende desde esse ponto até o limite superior da atmosfera. Como a densidade do ar diminui quando nos elevamos, não podemos calcular esse peso a não ser que sejamos capazes de expressar a densidade do ar ρ em função da altitude z ou da pressão p. Por isso, não resulta fácil fazer um cálculo exacto da pressão atmosférica sobre a superfície terrestre; pelo contrário, é muito fácil medí-la.

A pressão atmosférica em um lugar determinado experimenta variações associadas com as mudanças meteorológicas. Por outra parte, em um lugar determinado, a pressão atmosférica diminui com a altitude, por causa de que o peso total da atmosfera acima de um ponto diminui quando nos elevamos. A pressão atmosférica decrece a razão de 1 mmHg ou Torr pela cada 10 m de elevação nos níveis próximos ao do mar. Na prática utilizam-se uns instrumentos, chamados altímetros, que são simples barómetros aneroides calibrados em alturas; estes instrumentos não são muito precisos.

A pressão atmósférica regular, 1 atmosfera, foi definida como a pressão atmosférica média ao nível do mar que se adoptou como exactamente 101 325 Pa ou 760 Torr. No entanto, a partir de 1982 , a IUPAC recomendou que para propósitos de especificar as propriedades físicas das substâncias "o regular de pressão" devia se definir como exactamente 100 kPa ou (≈750,062 Torr). Aparte de ser um número redondo, esta mudança tem uma vantagem prática porque 100 kPa equivalem a uma altitude aproximada de 112 metros, que está próxima à média de 194 m da população mundial.[1]

Conteúdo

História

O experimento Torricelli com um cano e mercurio.

Na antigüedad estavam longe de suspeitar o peso do ar. Consideravam-no como um corpo que por sua natureza tendia a se elevar; explicando-se a ascensión dos líquidos nas bombas pela fuga vacui, "horror ao vazio", que tem a natureza.

Quando os jardineiros de Florencia quiseram elevar a água com uma bomba de hélice, apreciaram que não podiam superar a altura de 10,33 m (cerca de 34 pés). Consultado Galileo, determinou este que o horror da natureza ao vazio se limitava com uma força equivalente ao peso de 10,33 m de água (o que vem a ser 1 atm de pressão), e denominou a dita altura altezza limitatíssima.

Em 1643 , Torricelli tomou um cano de vidro de um metro de longitude e encheu-o de prata viva" (mercurio). Mantendo o cano fechado com uma tampa (material de corcho), investiu-o e introduziu em uma vasija com mercurio. Ao retirar o dedo comprovou que o metal descia até formar uma coluna cuja altura era 13,6 vezes menor que a que se obtinha ao realizar o experimento com água. Como sabia que o mercurio era 13,6 vezes mais pesado que a água, deduziu que ambas colunas de líquido estavam suportadas por igual contrapeso, suspeitando que só o ar era capaz de realizar dita força.

Depois da temporã morte de Torricelli, chegaram seus experimentos a ouvidos de Pascal , através do Pai Mersenne que os deu a conhecer por médio de um tratado, actualmente depositado em Paris.[cita requerida] Ainda que aceitando inicialmente a teoria do horror ao vazio, não demorou Pascal em mudar de ideia ao observar os resultados dos experimentos que realizou. Empregando um cano encorvado e usando-o de forma que a atmosfera não tivesse nenhuma influência sobre o líquido, observou que as colunas chegavam ao mesmo nível. No entanto, quando permitia a acção da atmosfera, o nível variava.

Estes resultados induziram-lhe a abordar o experimento definitivo, consistente em transportar o barómetro a diferentes altitudes e comprovar se era realmente o peso do ar o que determinava a ascensión do líquido no cano. Ao escrever a Perier, um de seus parentes, o 15 de novembro de 1647 a respeito do experimento projectado, dizia:

Se sucede que a altura da prata viva é menor no alto da montanha, que abaixo, deduzir-se-á necessariamente que a gravidade e pressão do ar é a única causa desta suspensão da prata viva, e não o horror ao vazio, porque é verdade que há bem mais ar que pese ao pé da montanha que em seu vértice.

O 19 de setembro de 1648 , Pelier cumpriu o desejo de seu cuñado, e realizou o experimento ascendendo à cume do Puy-de-Dôme. Comparando a medida realizada na cume, situada a uma altura de 500 toesas (cerca de 1000 m), com a de base, tomada pelo pai Chastin, acharam uma diferença de três linhas e meia entre ambas. A ideia do horror vacui ficou definitivamente abandonava: o ar pesava.

Sem duvidar do mérito da realização do experimento, foi no entanto Descartes quem, em carta escrita em 1631 , 12 anos dantes do experimento de Torricelli, afirmava já que

O ar é pesado, pode-se-lhe comparar a um vasto mantón de lana que envolve a Terra até para além das nuvens; o peso desta lana comprime a superfície do mercurio na cuba, impedindo que desça a coluna mercurial.

Não obstante, o conceito de pressão atmosférica não começou a estender até a demonstração, em 1654 , do burgomaestre e inventor Otto von Guericke quem, com seu hemisfério de Magdeburgo, cautivó ao público e a personagens ilustres da época.

Equação altimétrica

A equação altimétrica estabelece uma relação entre a altitude de um lugar (altura sobre o nível do mar) com a pressão atmósférica nesse lugar.

Para deduzir uma expressão elementar da equação altimétrica, será suficiente com supor que o ar se comporta como um gás ideal ou perfeito e que sua densidade vem dada em função da pressão p\, e da temperatura T\, por

\rho=\frac{pM}{RT}

onde M\, é o peso molecular médio do ar (≈ 28,9 g/mol). Então, substituindo a densidade na expressão

\frac{dp}{dz} = -\rho g =\frac{pM}{RT}g

segue-se

\frac{dp}{p} = -\frac{Mg}{RT}\,dz

Em uma primeira aproximação, podemos considerar constante a temperatura no intervalo de integração (atmosfera isoterma) e que se despreza a variação de g em dito intervalo. Nestas condições, podemos integrar entre o nível z=0 (v.g., o nível do mar) e uma altura z sobre dito nível, resultando

\ln \frac{p}{p_0} = -\frac{Mg}{RT}\,z = -\left ( \frac{\rho_0 g}{p_0} \right )\,z = -\frac{1}{\alpha} z

onde temos tido em conta que ρ0/p0 = M/RT.

Assim, a pressão atmosférica diminui com a altitude segundo uma lei exponencial:

(1) \, p = p_0 \, e^{-z/\alpha}

Tomando os valores normais:

\rho_0\, = 1,292 kg/m3,
g\, = 9,80665 m/s2 e
p_0\, = 760 mmHg = 101 325 Pa,

a constante α tomada o valor

\alpha\, ≈ 8 000 m

Naturalmente, a expressão [1] permite-nos despejar a altitude z em função da pressão; obtemos

(2) \, z = \alpha\ln\frac{p_0}{p} = 8000 \ln\frac{p_0}{p} \quad (em metros)

que é a equação altimétrica.

Estabilidade e instabilidade atmosférica

Quando o ar está frio, desce, fazendo aumentar a pressão e provocando estabilidade. Forma-se, então, um anticiclón térmico. Quando o ar está quente, ascende, fazendo baixar a pressão e provocando instabilidade. Forma-se então um ciclone ou borrasca térmica.

Ademais, o ar frio e o cálido rehúsan a misturar-se, devido à diferença de densidades; e quando se encontram em superfície, o ar frio empurra para acima ao ar quente provocando um descenso da pressão e instabilidade, por causas dinâmicas. Forma-se então um ciclone, ou borrasca dinâmica. Esta zona de contacto é a que se conhece como frente. Quando o ar frio e o cálido se encontram em altura, descem em convergência dinâmica, fazendo aumentar a pressão e provocando estabilidade, e o consiguiente aumento da temperatura. Forma-se, então um anticiclón dinâmico.

Veja-se também

Referências

  1. ↑ «Standard Pressure IUPAC.org, Gold Book,» (em inglês). Consultado o 14/01/2008.

Bibliografía

Enlaces externos

Obtido de http://ks312095.kimsufi.com../../../../articles/a/n/d/Andorra.html"
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