UNIVERSITATEA DE TIINE AGRONOMICE I MEDICIN VETERINAR BUCURETI

Facultatea de HorticulturSpecializarea Horticultur nvmnt la distan

ENACHE LIVIU

AGROMETEOROLOGIE

BUCURETI 2009

1

Conf.dr. ENACHE LIVIU

AGROMETEOROLOGIE

2009

2

CUPRINS

Capitolul 1. Noiuni introductive. . . . . . . . 4

1.1 Obiectul meteorologiei i agrometeorologiei. . . . . 4

Capitolul 2. Noiuni generale privind atmosfera. . . . . . 7

2.1 Grosimea, masa i forma atmosferei. . . . . . 82.2 Compoziia aerului atmosferic i a aerului din sol. . . . 102.3 Structura vertical a atmosferei. . . . . . . 122.4 Mase de aer. . . . . . . . . 162.5 Fronturi atmosferice. . . . . . . . 18

Capitolul 3 Factori care setermin evoluia strii timpului i geneza diferitelor tipuri de clim. . . . . . . . . 23

3.1 Radiaia solar. . . . . . . . . 23 3.1.1 Soarele i spectrul radiaiei solare. . . . . . 23 3.1.2 Factorii care determin energia radiaiei solare la limita superioar

a atmosferei. . . . . . . . . 25 3.1.3 Atenuarea radiaiei solare la strbaterea atmosferei. Legea lui Bouguer 28 3.1.4 Influena atmosferei asupra radiaiei solare . . . . 29 3.1.5 Fluxuri de energie radiant. . . . . . . 35 3.1.6 Variaia zilnic i anual a energiei solare. . . . . 38 3.1.7 Bilanul radiativ la suprafaa solului. . . . . . 40 3.1.8 Bilanul termic (caloric) al suprafeei terestre. . . . 41 3.1.9 Proprieti spectrale ale vegetaiei. . . . . . 44 3.1.10 Efectele radiaiei solare asupra vegetaiei. . . . . 463.2 Starea suprafeei subiacente a atmosferei factor genetic al climei. . 533.3 Circulaia general a atmosferei. . . . . . . 57

Capitolul 4 Elemente meteorologice. . . . . . . 624.1 Temperatura solului. . . . . . . . 624.2 Variaia zilnic i anual a temperaturii solului. . . . . 664.3 Temperatura aerului. . . . . . . . 684.4 Variaia zilnic i anual a temperaturii aerului. . . . . 704.5 Influena temperaturii aerului asupra vegetaiei. . . . . 724.6 Evaporaie. Evapotranspiraie. . . . . . . 754.7 Umiditatea aerului. . . . . . . . 784.8 Variaia zilnic i anual a umiditii relative a aerului. Variaia umiditii

3

Umiditii relative a aerului cu nlimea.. . . . . 804.9 Produse de condensare i desublimare a vaporilor de ap din atmosfer. 81 4.9.1 Fenomenul de condensare i desublimare a vaporilor de ap din

atmosfer. Mijloace de rcire ale aerului. . . . . 81 4.9.2 Precipitaii atmosferice. Procesul de formare a precipitaiilor. . 86 4.9.3 Clasificarea precipitaiilor. . . . . . . 89 4.9.4 Variaia zilnic i anual a cantitilor de precipitaii. . . 91 4.9.5 Rolul precipitaiilor pentru vegetaie. . . . . 934.10 Presiunea atmosferic. . . . . . . . 954.11 Forme barice. Starea timpului n formele barice. . . . 974.12 Vntul. . . . . . . . . . 1004.13 Variaia zilnic i anual a direciei vntului. . . . . 1034.14 Variaia zilnic i anual a intensitii vntului. . . . . 1054.15 Influena reliefului asupra vntului. Fhnul. . . . . 106

Capitolul 5 Noiuni de climatologie i microclimatologie.. . . . 1095.1 Clim i microclim. . . . . . . . 1095.2 Topoclima (microclima) stratului de aer din vecintatea solului avnd suprafa orizontal i lipsit de vegetaie. . . . . 1125.3 Topoclima (microclima) stratului de aer din vecintatea solului avnd suprafa orizontal i acoperit cu vegetaie. . . . 1145.4 Topoclima microreliefului. . . . . . . 1205.5 Microclima serelor i solariilor. . . . . . . 1225.6 Clima Romniei. . . . . . . . . 123

4

Capitolul 1

NOIUNI INTRODUCTIVE

Cuvinte cheie: atmosfer, meteorologie, agrometeorologie.

Obiective:- Cunoaterea obiectului meteorologiei;- Cunoaterea diviziunilor meteorologiei;- Definirea elementelor meteorologice;- Cunoaterea clasificrii elementelor meteorologice.

Rezumat: Stratul de aer din jurul pmntului este caracterizat prin anumite proprieti fizice care sunt

descrise prin intermediul parametrilor meteorologici. Acetia sunt de dou feluri dup rolul jucat n determinarea strii timpului (vremii) i a climei din regiunea considerat: primari i secundari.

Meteorologia este tiina care studiaz: structura i compoziia atmosferei, proprietile fizice ale atmosferei i fenomenele i procesele fizice care au loc n atmosfer, n strns interaciune cu suprafaa subiacent atmosferei.

n cadrul meteorologiei sunt incluse mai multe domenii: meteorologia general, meteorologia sinoptic, meteorologia climatologic, meteorologia dinamic, aerologia, aeronomia i agrometeorologia.

1.1 Obiectul meteorologiei i agrometerorologiei

Cuvntul meteorologie provine de la cuvintele greceti meteoron = fenomene care se petrec la mijloc, lucruri ridicate n aer (n sensul de spaiu cuprins ntre suprafaa terestr i bolta cereasc) i logos = tiin, cunoatere.

La scar planetar, atmosfera reprezint nveliul gazos din jurul acesteia. n cazul Pmntului, acest strat gazos alctuit din aer este comparat, adesea, cu un adevrat ocean aerian a crui limit inferioar este chiar suprafaa terestr.

Aceast atmosfer se caracterizeaz prin intermediul unor mrimi numite parametri (elemente) meteorologici.

Elementele meteorologice se clasific n dou categorii, fundamentale i derivate, ntre care se manifest numeroase corelaii.

- Elementele meteorologice fundamentale (principale) sunt acelea care au un rol important, de baz, n definirea strii fizice a atmosferei. Din cadrul lor fac parte temperatura solului i aerului, umiditatea aerului i presiunea atmosferic.

- Elementele meteorologice derivate (secundare) sunt acelea care rezult din elementele principale. Din cadrul lor fac parte durata de strlucire a Soarelui, nebulozitatea, precipitaiile atmosferice, umiditatea solului, direcia i viteza vntului etc.

Meteorologia este tiina care studiaz:1.Structura i compoziia atmosferei.2. Proprietile fizice ale atmosferei.

5

3. Fenomenele i procesele fizice care au loc n atmosfer, n strns interaciune cu suprafaa subiacent atmosferei.

Datorit obiectului su de studiu, complex i specific, axat pe procese i fenomene fizice, meteorologia se mai numete i fizica atmosferei, ea fcnd parte din geofizic (tiina care studiaz proprietile i fenomenele fizice de la suprafaa i din interiorul Pmntului).

Dup obiectivele de studiu i modul n care se desfoar aceast cercetare, n meteorologie se disting mai multe diviziuni convenionale, metodologice.

Meteorologia general studiaz analitic fiecare element i fenomen meteorologic, dar i n conexiune cu alte fenomene, urmrind s stabileasc modul n care ia natere fenomenul respectiv, condiiile de generare, modul su de evoluie i variaie, cauzele variaiei, iar, apoi, de dispariie a acestuia. Scopul final al acestei diviziuni este de a stabili legile fizice care guverneaz fenomenul considerat, lege care s reprezinte matematic legturile dintre parametri implicai, conexiunile cu alte procese i fenomene, s explice producerea lor, condiiile de care depind i efectele produse.

Dup obiectivele de studiu i modul n care se desfoar aceast cercetare, n meteorologie se disting mai multe diviziuni convenionale, metodologice.

Meteorologia general studiaz analitic fiecare element i fenomen meteorologic, dar i n conexiune cu alte fenomene, urmrind s stabileasc modul n care ia natere fenomenul respectiv, condiiile de generare, modul su de evoluie i variaie, cauzele variaiei, iar, apoi, de dispariie a acestuia. Scopul final al acestei diviziuni este de a stabili legile fizice care guverneaz fenomenul considerat, lege care s reprezinte matematic legturile dintre parametri implicai, conexiunile cu alte procese i fenomene, s explice producerea lor, condiiile de care depind i efectele produse. Analiza sinoptic se face prin intermediul diagnozei i prognozei vremii.

Meteorologia climatologic (climatologia) studiaz procesele genetice ale climei, caracteristicile climatice ale diferitelor regiuni de pe Terra, clasificarea, descrierea i distribuia climatelor pe glob. Clima (climatul; de la grecescul klima = nclinare - a razelor solare fa de o suprafa) dintr-o regiune dat se definete ca regimul strilor medii ale atmosferei din regiunea respectiv i succesiunea normal a acestor stri medii. Starea medie a atmosferei reprezint o sintez a tuturor valorilor medii multianuale (normale, plurianuale) ale elementelor meteorologice din regiunea considerat, ale cror valori medii sunt calculate pe un numr mare de ani (cel puin 30 de ani). Calcularea mediilor elimin factorii accidentali i permite evidenierea a ceea ce este caracteristic, normal pentru regiunea analizat, independent de schimbrile neregulate ale vremii. Astfel, clima ofer o descriere a comportrii atmosferei pe perioade lungi de timp.

Meteorologia dinamic studiaz circulaia aerului atmosferic i factorii care influeneaz aceste micri, procesele termice, transformrile de energie din atmosfer, precum i procesele de schimb de energie i umiditate dintre Pmnt i atmosfer. Aceste aspecte sunt cercetare folosind legile fundamentale ale aero- i hidrodinamicii, termodinamicii etc. i sunt utile sinopticii n vederea mbuntirii prognozelor meteorologice.

A erologia (fizica atmosferei libere) studiaz procesele i fenomenele care au loc n atmosfera nalt (pn la aproximativ 100 de km nlime), n straturile superioare, unde nu se simte influena suprafeei subiacente atmosferei.

Aeronomia studiaz compoziia i proprietile fizice ale straturilor atmosferei superioare (sute i mii de km nlime). Pentru culegerea de date se folosesc rachete i satelii meteorologici.

6

Cercetarea i rezolvarea problemelor practice ale diferitelor sectoare de activitate uman a condus la apariia unor noi discipline de grani, ca de exemplu, meteorologia agricol/silvic.

Agrometeorologia (meteorologia agricol) i agroclimatologia studiaz aciunea, influena i efectele condiiilor de vreme i, respectiv, de clim, precum i a variaiei i schimbrilor acestora, asupra plantelor i animalelor. n acest scop, agrometeorologia (reuniune ntr-o singur disciplin a fito- i zooclimatologiei) face apel la metode i tehnici de prelucrare i analiz a elementelor meteorologice i a datelor climatice n vederea folosirii optime a resurselor agricole i animale, pentru planificarea i dezvoltarea rural.

Forul mondial care se ocup de problematica meteorologic este Organizaia Meteorologic Mondial (O.M.M.). ale crei programe i servii au drept component de baz sistemul global de observaii. n acest scop se obin date meteorologice de la o reea ce cuprinde 16 satelii, sute de balize din mri i oceane, vapoare i aprox. 10.000 staii terestre, 6 centre specializate n prognoza ciclonilor tropicali, amplasate la Honolulu, La Runion, Miami, Nadi (n Insulele Fiji), New Delhi i Tokio.

ntrebri:1. Care este obiectul meteorologiei?2. De cte feluri sunt elementele meteorologice ? Exemplificai.3. Care este obiectul meteorologiei generale?4. Care este obiectul meteorologiei sinoptice?5. Care este obiectul meteorologiei climatologice?6. Care este obiectul agrometeorologiei?

BIBLIOGRAFIE

Battan, L.J., 1979, Fundamental of meteorology, Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey, 07632.

Ciulache S., 2003, Meteorologie i climatologie, Universitatea din Bucureti, Ed.Credis, Bucureti.

Dragomirescu Elena i Enache L., 1998, Agrometeorologie, Editura didactic i pedagogic, R.A., Bucureti.

Drghici I., 1988, Dinamica atmosferei, Editura Tehnic, Bucureti.Herovanu M., 1957, Introducere n fizica atmosferei, Editura tehnic, Bucureti, 1957.Houghton J. T., 1986, The physics of atmospheres (2nd Edition), Cambridge University Press.Ioan C., 1962, Curs de meteorologie, uz intern, I.A.N.B., A.M.C.Marcu M., 1983, Meteorologie i i climatologie forestier, Editura Ceres, Bucureti.Negu L. A., 1981, Meteorologie maritim, Editura Sport Turism, Bucureti.

7

Capitolul 2

Noiuni generale privind atmosfera

Cuvinte cheie: grosimea, masa i compoziia atmosferei, structura atmosferei, mase i fronturi atmosferice

Obiective:- Cunoaterea grosimii, masei, forma i compoziiei atmosferei i a aerului din

sol, precum i importana lor;- nelegerea structurii verticale a atmosferei i a straturilor acesteia;- Cunoaterea caracteristicilor i clasificrii maselor de aer i a fronturilor

atmosferice.

Rezumat:Atmosfera este nveliul gazos al Pmntului i mediul care exercit influene asupra

radiaiei solare, dar i locul de desfurare a fenomenelor i proceselor meteorologice. Grosimea real a atmosferei este apreciat n prezent la circa 2.500 3.000 km, nlime la care drumul liber mediu al moleculelor este foarte mare (de ordinul zecilor de kilometri), ceea ce explic formarea aurorelor polare. Grosimea atmosferei poate fi apreciat prin intermediul unei mrimi numit nlime redus a atmosferei (nlimea scalei), stabilit cu ajutorul legii de variaie a presiunii atmosferice cu nlimea. Grosimea atmosferei poate fi apreciat prin intermediul unei mrimi numit nlime redus a atmosferei (H), stabilit cu ajutorul legii de variaie a presiunii atmosferice cu nlimea.

Masa atmosferei se poate determina mai uor, prin calcul, facnd apel la noiunea de atmosfer omogen. Dac se are n vedere valoarea suprafeei Pmntului i densitii aerului, s-a calculat c masa atmosferei este de ma = 5,161015 t (s-a inut cont i de volumul de aer dezlocuit de relieful terestru). Aceast mas atmosferic este relativ mic n comparaie cu masa hidrosferei i mult mai mic dect masa Pmntului, apreciat la mp = 5,981021 t, adic aproximativ a milioana parte din aceasta.

Observaiile fcute cu ajutorul sateliilor au artat c, atmosfera are o form de par, mai turtit ctre parte luminat de Soare i cu o prelungire nsemnat n partea opus, ca urmare a aciunii vntului solar.

Din punct de vedere al distribuiei pe vertical a temperaturii i a cinematicii atmosferei se disting 5 straturi (sfere) ale atmosferei: troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera i exosfera. Aceste straturi au grosimi i proprieti diferite, sunt strns corelate ntre ele, dei, aparent, sunt separate ntre ele prin zone intermediare de tranziie.

Aerul atmosferic are o alctuire complex, n care sunt incluse mai multe componente reprezentate de un amestec de gaze ale aerului uscat, cele trei faze ale apei i particule solide i lichide (altele dect apa) care formeaz aerosolul atmosferic. Constituenii principali sunt azotul, oxigenul, argonul i dioxidul de carbon.

Masele de aer sunt poriuni (volume de aer) ntinse din troposfer care se caracterizeaz prin aceleai proprieti fizice pe orizontal, deci, aerul prezint o omogenitate accentuat. Varietatea proprietilor maselor de aer permite clasificarea acestora din mai multe puncte de vedere (geografic, natura suprafeei subiacente, termic i termodinamic).

Fronturile atmosferice reprezint totalitatea fenomenelor care apar n troposfer n zona de ntlnire a dou sau mai multor mase de aer cu proprieti diferite. Clasificarea fronturilor atmosferice se poate face din mai multe puncte de vedere: dimensiunea i dinamismul frontului, dezvoltarea sa vertical, direcia de deplasare, complexitatea zonei de separaie a maselor de aer i altele.

8

2.1 Grosimea, masa i forma atmosferei

Pmntul este a treia planet din sistemul solar i are forma unui geoid de rotaie, adic o sfer puin turtit la poli.

El prezint dou micri: o micare de rotaie n jurul axei planetei i o micare de revoluie n jurul Soarelui, executate simultan.

a. MicareaPmntului n jurul axei sale se face de la apus la rsrit (micarea aparent a Soarelui de la rsrit la apus) n 24 de ore (micare diurn) i explic succesiunea zilelor i nopilor, precum i poziia variabil a Soarelui deasupra orizontului n cursul unei zile.

Punctul imaginar n care verticala locului ntlnete bolta cereasc se numete zenit, iar unghiul fcut de direcia razelor solare cu aceast vertical se numete unghi zenital sau unghi de distan zenital. Unghiul fcut de direcia razelor solare cu direcia ctre orizont se numete unghi de nlime a Soarelui deasupra orizontului sau nlimea Soarelui.

b. Micarea Pmntul n jurul Soarelui este o micare de translaie curbilinie (axa sa de rotaie rmne paralel cu ea nsi) pe o traiectorie (orbit) asemntoare unei elipse, avnd Soarele n unul din focare. Micarea de revoluie a Pmntului n jurul Soarelui i nclinarea liniei polilor fa de planul orbitei explic succesiunea anotimpurilor i inegalitatea duratei acestora, variaia distanei Pmntului fa de Soare, inegalitatea zilelor i nopilor n acelai loc dar la momente diferite din an, sau la aceeai dat, dar n diferite puncte de pe suprafaa terestr (inclusiv cantitile diferite de energie solar recepionate n punctele respective), precum i variaia unghiului sub care cad razele solare la aceeai or din zi i n acelai loc de la o zi la alta, sau n aceeai zi la aceeai or n diferite puncte ale suprafeei terestre.

Atmosfera este nveliul gazos al Pmntului (denumirea sa provine de la cuvintele greceti atmos = gaz i sphara = sfer). Aceast mas de gaz i vapori de ap este asemntoare unui ocean aerian a crui suprafa, relativ imprecis delimitat, reprezint limita superioar a atmosferei, iar fundul este reprezentat de suprafaa Pmntului (suprafaa subiacent atmosferei).

Problematica grosimii atmosferei este destul de veche i relativ dificil deoarece, odat cu creterea nlimii, moleculele aerului devine tot mai rarefiate, densitatea i presiunea tot mai mici i, deci, cu o limit superioar tot mai imprecis. Cercetrile legate de stabilirea nlimii s-au bazat pe diferite raionamente (atracia gravitaional terestr, viteza critic sau parabolic viteza cu care o molecul poate scpa de atracia terestr, observaii asupra norilor generai la mare nlime, durata crepusculului etc.).

Moleculele aerul atmosferic se menin n jurul Pmntului ca urmare a forei de atracie gravitaional a planetei i particip mpreun la micrile de rotaie n jurul axei proprii i la cea de revoluie n jurul Soarelui. Totodat, datorit micrii de rotaie a Pmntului n jurul axei proprii, asupra fiecrei molecule de aer va aciona i fora centrifug de inerie, care crete cu altitudinea. La o anumit nlime moleculele aerului atmosferic vor ajunge s se menin n echilibru relativ atunci cnd cele dou fore, avnd sensuri opuse, devin egale n modul, adic:

mg = m2(R + h) (2.1)unde este viteza unghiular a Pmntului ( = 7,2910-5 s-1), R raza Pmntului, h altitudinea, g acceleraia gravitaional la altitudinea h.

nlimea h la care se respect aceast condiie ar putea fi considerat ca limit superioar teoretic a atmosferei, dincolo de care moleculele gazelor aerului nu mai pot fi meninute n vecintatea Pmntului. La latitudini temperate, aceast grosime teoretic a atmosferei este de

9

aproximativ 35.000 km, reprezentnd o distan de circa 5,6 ori mai mare dect raza terestr (fa de 42.000 km la ecuator i 28.000 km la poli).

Totui, la aceast altitudine, este destul de puin probabil ca moleculele de aer s mai participe la micarea de rotaie a Pmntului sub aciunea gravitaiei, iar n condiiile unui aer att de rarefiat nu se mai poate vorbi de existena unei atmosfere propriu-zise.

S-a considerat c mai potrivit pentru demonstrarea existenei atmosferei i, deci, pentru aprecierea indirect a grosimii atmosferei ar fi observarea aurorelor polare - fenomene (ndeosebi de natur optic) care dovedesc existena aerului i dau indicaii asupra grosimii atmosferei. Ele se manifest la altitudini mari (din vecintatea cercurilor polare spre poli) i la nlimi cuprinse ntre 80 400 km i maximum 1.200 km.

Grosimea atmosferei poate fi apreciat prin intermediul unei mrimi numit nlime redus a atmosferei (nlimea scalei, H), stabilit cu ajutorul legii de variaie a presiunii atmosferice cu nlimea. Expresia acestei nlimi este:

R THg

=

(2.2)

unde R constanta general a gazelor perfecte, T temperatura absolut, - mas molar medie a aerului, iar g acceleraia gravitaional.

Pentru majoritatea cercettorilor atmosfera real (efectiv) se consider c are o grosime de 2.500 3.000 km, deci, mult mai mic dect cea dedus din considerente teoretice. Comparnd aceste valori cu raza Pmntului (~ 6.370 km) se observ c atmosfera formeaz un strat relativ subire n jurul planetei.

Dup ali cercettori, limita superioar a atmosferei s-ar situa la aproximativ 3.000 km adic nlimea la care atomii uori (hidrogen, heliu) scap de atracia gravitaional terestr i circa 6.000 km - adic nlimea pn la care se resimte influena cmpului magnetic terestru. Limita superioar a atmosferei se consider, totui, altitudinea de 3.000 km la care densitatea aerului devine egal cu cea din spaiul interplanetar. La aceast altitudine distana dintre atomi ajunge s fie de ordinul a 100 km, iar noiunea de temperatur, n sens clasic, este dificil de definit.

Spre deosebire de grosimea atmosferei, care se poate estima cu a anumit aproximaie, masa atmosferei se poate determina mai uor, prin calcul. Pentru aceasta se face apel, din nou, la noiunea de atmosfer omogen.

Din ecuaia de variaie a presiunii cu nlimea se obine pentru z = H:

3137,0

718,211

0

===e

pp

(1.3)

adic, mrimea H indic nlimea la care presiunea p a sczut la o valoare de 0,37 din valoarea de la suprafaa Pmntului.

Dac se are n vedere valoarea suprafeei Pmntului i densitii aerului, s-a calculat c masa atmosferei este de ma = 5,161015 t (s-a inut cont i de volumul de aer dezlocuit de relieful terestru). Aceast mas atmosferic este relativ mic n comparaie cu masa hidrosferei (circa 1/252 din masa acesteia) i mult mai mic dect masa Pmntului, apreciat la mp = 5,981021 t, adic aproximativ a milioana parte din aceasta.

Distribuia masei pe vertical este, totui, neuniform. Astfel:- circa 50 % din masa total atmosferic este cuprins n primii circa 5 km (presiunea

fiind de circa 400 mmHg); - aproximativ 75 % se gsete n primii circa 10 km (p ~ 200 mmHg);- circa 90 % se gsete n primii aproximativ 20 km (p ~ 100 mmHg);

10

- circa 99,92 % este coninut pn la aproximativ 50 km (p ~ 3/4 mmHg = 1 mb); 99,999 % este coninut pn la circa 80 km.

Aceast distribuie restrns a masei aerului cu nlimea explic faptul c procesele i fenomenele meteorologice nu se ntind prea mult n altitudine.

n decursul timpului, n legtur cu forma atmosferei, au fost emise mai multe ipoteze. Cercetrile au artat c, teoretic, atmosfera are o form asemntoare elipsoidului de rotaie terestru, ns mult mai turtit la poli dect Pmntul. Aceast form s-ar datora, att forei centrifuge de inerie (datorat rotaiei n jurul axei terestre), ct i dilatrii termice a aerului din zona ecuatorial, precum i a curenilor convectivi ascendeni din aceast regiune.

Observaiile fcute cu ajutorul sateliilor au artat c, n realitate, atmosfera are o form de par, mai turtit ctre parte luminat de Soare i cu o prelungire nsemnat n partea n partea opus, datorat aciunii vntului solar.

Atmosfera mai prezint, asemenea oceanelor i mrilor din vecintatea acestor oceane, un fenomen de mare, numit maree atmosferic, ca urmare a aciunii atraciei gravitaionale din partea Lunii (n principal) i Soarelui. Acest fenomen exercit o influen asupra variaiei diurne a presiunii atmosferice (cu o perioad de 12 h). Mareele oceanice se manifest la fel i n punctul diametral opus la scara globului terestru.

2.2 Compoziia aerului atmosferic i a celui din sol

Aerul atmosferic are o alctuire complex, n care sunt incluse mai multe componente reprezentate de un amestec de gaze ale aerului uscat (care nu reacioneaz ntre ele), cele trei faze ale apei (cele trei stri de agregare: lichid, solid i gazoas numit i vapori) i particule solide i lichide (altele dect apa) care formeaz aerosolul atmosferic (tabelul 2.1). Conform Organizaiei Meteorologice Mondiale (O.M.M.) aerul uscat este alctuit dintr-un amestec de 20 de gaze distincte.

Tabelul 1.1 Principalele gaze ale aerului uscat (fr vaporii de ap) din atmosfera inferioar.

Gazul Concentraia (% din volum)

Azot (N2)Oxigen (O2)Argon (Ar)

Dioxid de carbon(CO2)Neon (Ne)Heliu (He)

Kripton (Kr)Hidrogen (H2)Xenon (Xe)Ozon (O3)

Radon (Rn)

78,0920,950,930,03

1,8.10-35,2.10-41,0.10-45,0.10-58,0.10-61,0.10-66,0.10-18

La aceste gaze se adaug i alte urme de componeni precum: dioxid de sulf (SO2), monoxid de carbon (CO), oxizi de azot (NOx) i ali poluani.

11

Constituenii principali sunt azotul, oxigenul, argonul i dioxidul de carbon. Dintre acetia azotul (N2) i oxigenul (O2) reprezint mpreun 99,037 % din volumul atmosferei i de 98,670 % din masa atmosferei.

Dei amestecul componentelor aerului atmosferic este eterogen, din punctul de vedere al compoziiei i a distribuiei pe vertical, se poate face o distincie ntre dou straturi mari ale atmosferei i anume: omosfera i eterosfera.

a). Omosfera este partea din atmosfer cuprins ntre 0 i circa 85 -100 km i prezint o compoziie relativ omogen datorit turbulenei termice i dinamice a atmosferei, gazele aflndu-se ntr-o stare predominant molecular. Compoziia omogen a stratului, determin ca acest amestec s poat fi tratat ca un singur gaz (aerul).

n omosfer, dup timpul de via n atmosfer, se disting cele trei categorii de componente gazoase (aflate, unele, n cantitate mare, iar altele, n cantitate mic) i anume:

- componeni relativ constani (permaneni) N2 (78,09 %, procente din volumul aerului), O2 (20,95 %), Ar (0,93 %), Ne (1,810-3 %), He (5,210-4 %), Kr (1,010-4 %) i Xe (8,010-6 %);

- componeni cu variaie lent a cantitii (cvasiconstani, semipermaneni) - CO2 (0,03 %), H2 (5,010-5 %), O3 (cca.1,010-6), CH4 (metan) i CO. Dioxidul de carbon dispare din omosfer dup circa 25 30 km altitudine;

- componeni cu variaie rapid a cantitii - SO2, H2S, NO, NO2 i NH3 (amoniac).n plus, omosfera mai conine ap (sub cele trei stri de agregare) i, n suspensie, o

cantitate variabil n timp i spaiu de particule i microparticule solide i lichide (cu dimensiuni de 10-1 103 m), reprezentnd aerosolul atmosferic.

Apa se gsete, ndeosebi, sub form de vapori de ap, care reprezint ntre 0 % i 5 % din volumul total al aerului (procentul mai mic nregistrndu-se n regiunile mai reci ale planetei, iar procentul mai mare n zonele maritime ecuatoriale). n zonele temperate cantitatea de vapori de ap din aer poate reprezenta o pondere cuprins ntre 0,4 % - iarna i 1,3 % - vara (Mhra, 2001).

De menionat c, densitatea aerului umed este mai mic dect a aerului uscat, ceea ce contribuie la creterea instabilitii aerului. Totodat, ntruct evaporarea i condensarea sunt procese ce se desfoar cu consum, respectiv, eliberare de cldur, prezena vaporilor de ap n aer contribuie la bilanul caloric al atmosferei i la efectul de ser.

Aerosolul din omosfer este un sistem polidispers alctuit din particule solide sau lichide aflate n suspensie n gazele aerului. Particulele de aerosol prezint un domeniu dimensional larg ce se ntinde pe patru ordine de mrime, de la cel caracteristic unei grupri de cteva molecule (clusters), pn la picturile de nor i particulele de praf crustal avnd mrimi de cteva zeci de micrometri (Mc Murry, 2000).

Originea natural sau artificial a aerosolului, mineral sau organic, este una preponderent terestr [dezintegrarea prin aciunea eolian, a apei, variaiilor de temperatur etc. i dispersia n atmosfer a particulelor provenind de la suprafaa Pmntului sol (sfrmarea rocilor) i ocean planetar, vulcanism, reacii chimice, procese de coagulare a particulelor, condensarea gazelor i vaporilor de ap din atmosfer] i ntr-o msur mult mai mic de origine extraatmosferic (dezintegrarea meteoriilor).

Concentraia medie a particulelor de aerosol, n vecintatea Pmntului variaz, de exemplu, ntre circa 50 - 200 particule/cm3 n Antarctica, aproximativ 900 particule/cm3 pe oceane i ajungnd la concentraii de ordinul a 150.000 particule/cm3 (i chiar mai mult) n marile orae i regiunile inductriale. Variaia (scderea) concentraiei cu nlimea se face, n

12

medie, dup o lege exponenial. Cele mai mari valori se observ vara, iar iarna concentraiile sunt minime.

Aerosolul atmosferic produce difuzia i absorbia radiaiilor solare, determinnd o anumit nclzire a atmosferei, reduce vizibilitatea meteorologic vizibilitii i joac rol de centri (nuclei) de condensare a vaporilor de ap din atmosfer, contribuind la generarea precipitaiilor.

b). Eterosfera conine relativ aceleai gaze ca i omosfera, dar starea lor se modific, n sensul c gazele trec din stare molecular n stare atomic sau ionizat i se stratific n funcie de masa lor atomic. Dup 100 110 km altitudine, oxigenul trece treptat n stare atomic sub aciunea radiaiei U.V. (O2, O; O2 + h O + O, h cuant de energie), formnd un strat ce se poate ntinde pn la aproximativ 1.100 km. Apoi, peste nlimea de 400 km, azotul se disociaz trecnd i el n stare atomic (N2 + h N + N). La altitudini de peste 1.000 km (pn la aproximativ 3.500 km) gazele atmosferei se prezint n stare ionizat, ajungndu-se la starea de plasm, ca urmare a interaciunii dintre atomii gazelor aerului i radiaiile electromagnetice cu lungimi de und mici ( i X), radiaiile corpusculare solare i radiaiile cosmice.

Din punct de vedere fizic solul este un corp cu o structur capilar-poroas, iar spaiile libere pot fi ocupate de aer i/sau ap. Cantitatea de aer din sol este cu att mai mare cu ct umiditatea solului este mai mic.

Sub aspect chimic, aerul din sol are aceleai componente ca aerul atmosferic, ns cu unele deosebiri. Acestea se datoreaz activitii rdcinilor plantelor i a microorganismelor din sol, proceselor de descompunere a substanelor organice, naturii solului (solurile nisipoase au cea mai mare cantitate de aer).

n aerul din sol oxigenul (O2) se gsete n cantitate mai mic (16 19 %) dect n atmosfera liber, iar concomitent are loc o cretere a cantitii de CO2 (de circa 10 ori), densitatea gazului carbonic fiind mai mare dect a oxigenului.

Totodat, aerul din sol este mai umed, fiind mai bogat n vapori de ap, dect cel din atmosfera liber, adesea fiind chiar saturat. Circulaia vaporilor de ap n sol se va face de la niveluri cu presiuni pariale mai mari (temperaturi mai mari) spre niveluri ale solului cu presiuni pariale ale vaporilor de ap mai mici (temperaturi mai mici).

n plus, aerul din sol este i mai ionizat ntr-o proporie mai mare dect aerul atmosferic, din cauza elementelor radioactive din sol.

Aerul din sol mai conine cantiti mai mari de NH3, CH4, H2S (hidrogen sulfurat) i altele, ndeosebi n cazul solurile mltinoase i turbe.

Aeraia solului reprezint schimbul permanent dintre aerul atmosferic i cel din sol. Ea se produce, n principal, prin difuziune (ca urmare a diferenelor de concentraie dintre cele dou medii naturale) i prin transport masic (fizic i biologic).

Aeraia solului poate fi influenat de: variaiile sezoniere ale presiunii atmosferice, aciunea vntului i curenilor de convecie, modificrile temperaturii aerului i solului, aciunea precipitaiilor, activitile biologice generale i cele ale plantelor, gradului de compactare/afnare a solului i altele.

2.3 Structura vertical a atmosferei

Atmosfera se prezint ca un mediu eterogen, deoarece n cuprinsul ei un numr nsemnat de proprieti fizice variaz cu nlimea. Dintre parametri care descriu atmosfera se consider c

13

temperatura constituie elementul cel mai important pentru caracterizarea stratificrii verticale a atmosferei.

Din punct de vedere al distribuiei pe vertical a temperaturii i a cinematicii atmosferei se disting 5 straturi (sfere) ale atmosferei (adoptate de O.M.M., 1951): troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera i exosfera (fig. 2.1).

1). Troposfera este primul strat atmosferic, situat n vecintatea suprafeei terestre i a crui grosime variaz cu latitudinea i cu anotimpul.

Grosimea cea mai mare o prezint la ecuator (16 18 km), iar cea mai mic la poli (6 8 km). La latitudini temperate grosimea este cuprins ntre 10 km i 12 km.

n cuprinsul troposferei temperatura aerului scade cu altitudinea cu un gradient termic vertical de 0,5 0,7 0C/100 m (5 7 0C/km). Aceast scdere se explic, pe de o parte, prin ndeprtarea de principala surs de nclzire a aerului reprezentat de suprafaa terestr i, pe de alt parte, ca urmare a rcirii prin destinderea adiabatic a aerului nclzit la sol, mai uor, i aflat n urcare.

n cuprinsul troposferei se disting mai multe substraturi.a). Troposfera inferioar, numit i strat limit planetar sau strat de turbulen, are o

grosime variabil cuprins, n general, ntre 0 i 2 km altitudine. Acest substrat, fiind sub influena direct a suprafeei subiacente a atmosferei, se caracterizeaz prin fenomenul de turbulen (amestec dezordonat al maselor de aer, inclusiv sub form de vrtejuri). Exist o turbulen de natur dinamic (mecanic) datorast frecrii aerului cu solul i cu obiectele de pe sol i o turbulen de natur termic datorat nclzirilor diferite ale suprafeei solului i aerului, care conduc la apariia unor cureni convectivi (ascendeni i descendeni).

Un loc aparte n troposfera inferioar, ndeosebi sub aspect agricol, l prezint zona primilor 2 m de la sol, unde cresc majoritatea plantelor, numit, de aceea, strat de microclim a plantelor.

b). Troposfera mijlocie sau stratul de convecie este cuprins ntre 2 i 6 7 km. n cuprinsul acestui substrat se observ existena curenilor de convecie, care conduc la generarea diferitelor tipuri de nori mijlocii, ceea ce confer acestui substrat o importan climatic aparte.

c). Troposfera superioar este cuprins ntre 6 - 7 km i limita superioar a troposferei. n acest strat se pot ntlni norii de tip Cirrus formai numai din cristale de ghea sau vrfurile norilor cu dezvoltare pe vertical.

Trecerea de la troposfer la urmtorul strat atmosferic (stratosfera) se face printr-o zon de tranziie a crui grosime variaz de la cteva sute de metri pn la aproximativ 2 km n care s-a constatat o schimbare relativ brusc a variaiei temperaturii atmosferei, zona numindu-se tropopauz sau substratosfer.

2). Stratosfera este stratul situat deasupra troposferei, pn la o altitudine medie de circa 32 km. n cuprinsul stratosferei inferioare temperatura aerului se menine relativ constant (izotermie) cu o valoare medie de -56,5 0C sau crete uor, dup care, n stratosfera superioar, temperatura ncepe s creasc accentuat (strat de inversiune termic).

Stratul de izotermie se datoreaz echilibrului termic realizat ntre cantitile de cldur primite radiativ din stratul inferior i cele pierdute pe aceeai cale n straturile de deasupra. Dup unii cercettori, nclzirea observat la partea superioar a stratosferei se datoreaz unei suite de reacii fotochimice (primare i secundare n prezena unei molecule care nu particip la reacie), prin absorbia radiaiei U.V. de ctre stratul de ozon (O3) prezent n cantitate relativ mare n atmosfer la aceste altitudini. Acest strat se mai numete ozonosfer. Dup ali cercettori, nclzirea (pn la 50 70 0C) s-ar datora frecrii cinetice a gazelor rarefiate.

14

Troposfera este stratul atmosferic n care au loc diminuarea intensitii radiaiilor solare i majoritatea fenomenelor i proceselor meteorologice care determin vremea.

Fig. 2.1 Structura (termic) vertical a atmosferei (T troposfera, S stratosfera, M mezosfera, T termosfera, Ex exosfera, I balon meteorologic, II rachet meteorologic, III satelit meteorologic, IV zon de disipaie, D, E, F1, F2 straturi ionosferice, St nori Stratus, Ac nori Altocumulus, Ci nori Cirrus, Cb nori Cumulonimbus, N.s. nori sidefii, N.l.n. nori luminoi nocturni)

Cercetrile fcute cu rachetele geofizice i cu sateliii au artat c, la aceste altitudini exist cureni orizontali rapizi de aer (n vecintatea tropopauzei) curenii jet - ce se deplaseaz cu viteze de sute de km/h, dar i prezena unor cureni verticali.

n anumite cazuri excepionale vaporii de ap pot ptrunde n stratosfer dnd natere la nori sidefii (situai la nlimi cuprinse ntre 17 km i 27 35 km), formai numai din cristale de ghea i din care nu cad precipitaii, rezultai din ascensiunea aerului peste zonele montane, continuat, apoi, i n troposfera superioar i stratosfer.

15

3). Mezosfera este stratul cuprins ntre 32 km i circa 80 km. n cuprinsul ei temperatura aerului sufer variaii nsemnate.

De la partea inferioar, unde atinge valori negative, temperatura crete pn la valori de 50 70 0C n jurul nlimii de 50 55 km, dup care, n mezofera superioar, temperatura scade pn la -80 -110 0C, ctre altitudinea de 80 km. Mezosfera inferioar (mezosfera cald) se prezint sub forma unui strat de inversiune termic ca urmare a absorbiei radiaie U.V. (cu lungimea de und mai mic de 290 nm) de ctre moleculele de ozon, dispuse n dou straturi subiri.

Stratul de ozon mai prezint rol n energetica atmosferei, ntruct absoarbe i unele radiaii I.R. emise de Pmnt, mpiedicnd, astfel, alturi de ali constitueni ai aerului, rcirea puternic a acestuia.

n mezosfera superioar (mezosfera rece), la latitudini mai mari i fac apariia, uneori, o serie de nori cu dezvoltare vertical redus i aspect ondulat, numii nori luminoi nocturni sau argintii, sub forma a patru tipuri (pnze subiri, bancuri, benzi sau vrtejuri), precum i primele aurore polare. Se consider c sunt formai din particule de praf cosmic nconjurate de o pelicul subire de ghea, ca urmare a prezenei unor vapori de ap, chiar n cantitate foarte mic la aceste altitudini sau prin reacii chimice.

4). Termosfera este cuprins ntre 80 km i 1000 km i este stratul cu temperaturile cele mai ridicate (de unde i numele stratului). Temperatura crete de la valori negative ajungnd pn la valori cuprinse ntre 400 i 2.000 3.000 0C la nlimea de 500 km.

La altitudinile termosferei temperatura nu a fost msurat cu un termometru obinuit, din cauza aerului foarte rarefiat (p ~ 10-8 mb la 500 km), ci a fost calculat innd cont de energia cinetic medie a moleculelor de aer (de care depinde temperatura oricrui corp).

Dei fenomenul de ionizare are loc n ntreg cuprinsul atmosferei, el este specific termosferei, straturile bune conductoare de electricitate n care se manifest numindu-se ionosfer. Intensitatea ionizrii aerului este mai mare la nlimi de pn de la 300 - 500 km.

Tot datorit rarefierii aerului, n mezosfera inferioar ncepe s devin tot mai dificil propagarea sunetului. Dup altitudinea de 170 km sunetul nu se mai percepe.

Cercetrile privind propagarea anormal a undelor radio au pus n eviden, n general, ntre 50 km (ziua) - 80 km (noaptea) i 500 1.200 km existena mai multor pturi cu coninuturi i grade diferite de ionizare a aerului, notate cu majuscule: stratul C (50 80 km), stratul D sau Kennelly Heaviside (80 85 km) cu temperatur de 250 K (se reamintete c, ionizarea este nsoit de creterea temperaturii cinetice), stratul E (90 - 140 km) cu o temperatur tot de 250 K, stratul F sau Appleton care se desface vara, n timpul zilei, n stratul F1 (140 - 280 km) cu temperatur de 700 K i stratul F2 (circa 300 - 320 km, uneori pn la 500 km) cu o temperatur de 1.500 K, iar peste 400 km, stratul G - heliosfera (500 800 km) i protonosfera (> 800 km). Aceste pturi joac un rol important n propagarea undelor radio cu lungime de und mic la mari distane fa de postul de emisie.

Transmisiile la distan prin radar, TV i radiaii din domeniul vizibil se fac prin intermediul releelor, sateliilor etc., ntruct fac apel la radiaii cu lungimi de und mai mici dect cele radio, ceea ce le permite s strbat mai uor ionosfera i s se reflect mai puin de straturile acesteia.

n termosfer se formeaz majoritatea aurorelor polare, care pot ajunge pn la altitudini de circa 1.200 km.

Trecerea la urmtorul strat se face printr-o zon de tranziie numit termopauz sau subexosfer.

16

5). Exosfera este stratul cel mai gros al atmosferei, cuprins 1.000 km i 3.000 km, i care are o densitate extrem de mic (distana medie dintre molecule i atomi este de circa 100 km). Se consider c spre partea superioar a exosferei temperatura poate s ating 2.000 3.000 0C, dup care scade spre temperatura vidului cosmic.

n exosfera inferioar gazele se prezint sub form de atomi, iar n exosfera superioar sub form de ioni i electroni (plasm). La limita superioar aceste particule pot scpa foarte uor din sfera de atracie a Pmntului din cauza gravitaiei foarte reduse. Aceast zon de ntreptrundere cu spaiul cosmic a mai fost numit i zon de disipaie (dispersie, spray).

ncepnd cu altitudinea de 1.500 km de la suprafaa Pmntului au fost puse n eviden, cu ajutorul sateliilor artificiali, trei zone de dimensiuni diferite, de forma unor inele concentrice, care conin particule electrizate i neutre (protoni, neutroni, electroni etc.) cu energii mari, numite zone (centuri) de radiaii. Aceste particule au fost capturate de cmpul magnetic terestru din radiaia cosmic i din radiaia corpuscular a Soarelui (vntul solar). Primele dou se numesc centurile lui van Allen, centura interioar (situat ntre latitudinile de 35 0 N i S), de forma unui inel bombat (bru toroidal), fiind plasat ntre circa 500 km (emisfera nsorit) 1.500 km (n emisfera umbrit) i 3.200 - 6.000 km, iar centura exterioar (situat ntre latitudinile de 55 65 0 N i S), de forma unui menisc convergent, este plasat la o altitudine cuprins ntre 8.000 km i 16.000 km (n zona ecuatorial dimensiunile sunt mai mari). Cea de-a treia centur, numit i centura Vernov, este situat ntre 55.000 km i 75.000 km nlime, cu form turtit pe partea iluminat de Soare i conine particule mai puin energetice dect primele

dou (fig. 2.2).

Fig. 2.2 Reprezentare schematic a centurilor de radiaii (dispunere n plan ecuatorial magnetic)

S-a mai adoptat, totodat, i convenia ca prin atmosfer inferioar s se neleag troposfera i stratosfera, iar prin atmosfer

superioar, celelalte trei straturi.

2.4 Mase de aer

Masele de aer sunt poriuni (volume de aer) ntinse din troposfer care se caracterizeaz prin aceleai proprieti fizice pe orizontal, deci, aerul prezint o omogenitate accentuat (sau nsuirile variaz foarte puin sau treptat).

Dimensiunile unei mase de aer sunt, uneori, asemenea celor ale continentelor (sau oceanelor) sau a unor pri ale acestora, avnd o extindere orizontal de la cteva sute de kilometri (500 km) pn la mii de kilometri (4.000 - 5.000 km), dar cu o grosime ce poate varia de la doar 1 - 2 kilometri pn la limita superioar a troposferei (grosime mai mic iarna).

Datorit expunerii ndelungate la aceiai factori (radiaia solar i natura suprafeei terestre) se observ, la acelai nivel, o omogenitate a proprietilor fizice, chimice i termodinamice ale masei de aer, care se comport, iniial, ca o entitate atmosferic staionar (stabilitate atmosferic, vnt slab), iar, apoi, aflat n micare, se manifest o tendin de schimbare treptat a acestor proprieti, pe msur ce se deplaseaz spre alte regiuni. Atunci cnd deplasarea se face rapid, masa de aer i pstreaz caracteristicile originare (caracter conservativ)

17

i influeneaz vremea conform acestor proprieti. Dimpotriv, atunci cnd masa de aer se deplaseaz lent sau stagneaz un timp deasupra unei regiuni, atunci proprietile ei se modific treptat, ntruct aerul masei interacioneaz cu suprafaa subiacent de la care mprumut unele caracteristici fizice, diferite de cele de origine.

Varietatea proprietilor maselor de aer permite clasificarea acestora din mai multe puncte de vedere (geografic, natura suprafeei subiacente, termic i termodinamic).

I. Conform criteriul geografic (dup originea geografic a suprafeelor deasupra creia iau natere), mai vechi, masele de aer se clasific n patru tipuri: arctice i antarctice, polare sau temperate, tropicale i ecuatoriale.

1. Mase de aer arctic sau antarctic (notate cu A), sunt cele formate la latitudini foarte mari n vecintatea regiunilor Polului Nord, respectiv, Polului Sud. Ele sunt mase de aer foarte rece generate ntr-o regiune dominat de un maxim barometric de natur termic, cu gradieni termici verticali mari.

2. Mase de aer polar (P), sunt cele formate n regiunile subpolare i temperate n cadrul unor regiuni de maxim barometric ntinse, cu caracteristici diferite pentru cele dou emisfere, n funcie de natura suprafeei subiacente atmosferei.

3. Mase de aer tropical (T), sunt cele formate la latitudini subtropicale i tropicale n zone de maxim barometric (anticicloni subtropicali) foarte stabile.

4. Mase de aer ecuatorial (E), sunt cele formate n regiunile ecuatoriale i prezint o extindere vertical mare. Aerul este cald i umed.

Criteriul geografic (stabilit de T. Bergeron i S. Pettersen) exprim clar nu numai locul de origine, ci i unele caracteristici meteorologice induse maselor de aer de aspecte geografice, cum sunt cele determinate de latitudine i, ndeosebi, de natura suprafeei subiacente atmosferei. Criteriul geografic (stabilit de T. Bergeron i S. Pettersen) exprim clar nu numai locul de origine, ci i unele caracteristici meteorologice induse maselor de aer de aspecte geografice, cum sunt cele determinate de latitudine i, ndeosebi, de natura suprafeei subiacente atmosferei. Vor exista, deci: mase de aer arctic (antarctic) continental (cA), mase de aer arctic maritim (mA), mase de aer arctic maritim (mA), mase de aer polar maritim (mP), mase de aer tropical continental (cT), mase de aer tropical maritim (mT) i numai mase de aer ecuatoriale (E) pentru c, indiferent dac generarea sa s-a fcut deasupra oceanelor sau uscatului, ele au aceleai caracteristici.

II. Conform criteriului termic (dup temperatura aerului) se disting dou categorii de mase de aer: reci i calde. Caracterul cald sau rece al unei mase de aer (pentru altitudini comparabile) depinde de temperatura regiunii unde ajunge aerul respectiv, n raport cu care masa de aer este perceput ca atare.

Masele de aer cald sunt acelea care se formeaz la latitudini mici (ecuatoriale i tropicale), n regiuni mai calde i se deplaseaz ctre latitudini mai mari, spre regiuni mai reci.

O mas de aer este considerat cald atunci cnd temperatura ei este mai mare dect cea a aerului i a suprafeei deasupra creia se afl i cnd aerul cedeaz cldur suprafeei respective.

Masele de aer rece sunt acelea care se formeaz la latitudini mai mari n regiuni mai reci i ajung la latitudini mai mici, spre regiuni mai calde.

O mas de aer este considerat rece atunci cnd temperatura ei este mai mic dect cea a aerului i a suprafeei deasupra creia se afl i cnd aerul primete cldur din partea suprafeei respective.

Acest criteriu termic este relativ, ntruct o mas de aer poate fi considerat cald sau rece n funcie de regimul termic al aerului regiunii unde ajunge.

18

III. Conform criteriului termodinamic (dup gradul de stabilitate) se disting dou categorii de mase de aer: stabile i instabile.

Masele de aer stabile sunt masele calde, n cuprinsul crora variaia temperaturii pe vertical se face cu o rat mai mic dect cea adiabatic. O mas de aer cald care ajunge ntr-o regiune rece se va rci de jos n sus, ceea ce nu va permite generarea de cureni convectivi i va mpiedica apariia de turbulene atmosferice.

Masele de aer instabile sunt masele reci, n cuprinsul crora variaia temperaturii pe vertical se face cu o rat mai mare dect cea adiabatic. O mas de aer rece care ajunge ntr-o regiune cald se va nclzi de jos n sus, ceea ce va permite generarea de cureni convectivi, apariia de nori, variaii diurne mari ale elementelor meteorologice (noaptea, ns, nebulozitatea scade, iar vntul i micoreaz intensitatea), deci, o cretere a instabilitii aerului.

Masele de aer stabile pot deveni instabile i invers, n funcie de sezonul din an i de transformrile la care este supus masa respectiv n decursul deplasrii.

2.5 Fronturi atmosferice

Fronturile atmosferice reprezint totalitatea fenomenelor care apar n troposfer n zona de ntlnire a dou sau mai multor mase de aer cu proprieti diferite. Aceast ntlnire are loc datorit deplasrii maselor de aer sub aciunea circulaiei generale a atmosferei, micrii de rotaie a Pmntului n jurul axei sale (care determin apariia forei Coriolis) i a diferenelor de presiune atmosferic (formelor barice) de la nivelul suprafeei terestre. Astfel de ntlniri apar atunci cnd: o mas de aer - cu vitez mai mare, ajunge din urm o alt mas de aer ce se deplaseaz n aceeai direcie - dar cu vitez mai mic (n principal), masele de aer se deplaseaz dup direcii contrare, masele se deplaseaz spre aceeai regiune i altele.

La ntlnirea celor dou mase de aer se genereaz o suprafa de separaie, numit suprafa frontal (suprafa de discontinuitate) cu nclinri diferite (1 0 10 0), care delimiteaz caracteristicile diferite (contrastante) ale celor dou mase de aer. Suprafaa frontal intersecteaz suprafaa Pmntului dup o linie, prezent i pe hrile sinoptice, numit linia frontului (linie frontal) sau, adesea, front atmosferic, reprezentat pe hrile sinoptice prin semne convenionale specifice tipului de front.

Zona frontal, unde se produce amestecarea celor dou mase de aer, are o extindere orizontal d - relativ mic (5 - 30 km, uneori mai mult 60 km), fa de dimensiunile masei de aer i o grosime vertical h - situat ntre cteva sute de metri i 2 km (fig. 2.3).

Deplasarea frontului se face, cel mai adesea, odat cu masele de aer pe care le separ, aproape paralel cu izobarele. n cuprinsul zonei frontale se manifest foarte frecvent cureni ascendeni care faciliteaz formarea norilor specifici fronturilor i, apoi, generarea de precipitaii. Din cauza acestor micri ascendente fronturile respective se mai numesc i anafronturi (de la cuvntul grecesc ana = n sus). n situaiile n care, temporar, apare o micare descendent, atunci fronturile respectiv se mai numesc catafronturi (de la cuvntul grecesc cata = n jos).

Apropierea unei mase de aer, mai rapid, de o alt mas de aer cu caracteristici diferite, mai lent, constituie esena procesului de generare a fronturilor atmosferice, numit frontogenez.

19

Tropopauzh

x

H

dd

Fig. 2.3 Seciunea vertical a unei zone frontale (d lime orizontal, h grosime vertical)

Procesul invers, de dispariie (destrmare, disipare) a unui front atmosferic se numete frontoliz i are loc atunci cnd cele dou mase de aer ajung s aib aceleai caracteristici sau prezint micri divergente, iar zona frontal se extinde foarte mult.

Clasificarea fronturilor atmosferice se poate face din mai multe puncte de vedere: dimensiunea i dinamismul frontului, dezvoltarea sa vertical, direcia de deplasare, complexitatea zonei de separaie a maselor de aer i altele.

Dup direcia de deplasare (de obicei, a proprietilor masei de aer mai activ, cu vitez mai mare) se disting: fronturi calde, fronturi reci i fronturi staionare.

1. Frontul cald F.C. - (fig. 2.4) este acela care ia natere atunci cnd o mas de aer cald, mai activ, cu vitez mai mare ( 1v

r

), ajunge din urm o mas de aer rece, ce se deplaseaz cu vitez mai mic ( 2 1v vr r ).

Fig. 2.4 Schema seciunii verticale i orizontale a unui front cald (F.C.)

Aerul cald, mai uor pentru c are o densitate mai mic, este obligat s alunece ascendent continuu de - a lungul suprafeei frontale, peste masa de aer rece, cu densitate mai mare, care rmne sub form de pan, n contact cu solul, sub masa de aer cald.

Masa de aer cald n urcare se destinde adiabatic, se rcete, vaporii de ap se condenseaz (i/sau desublimeaz) i, n consecin, i face apariia un sistem noros caracteristic, cu formaiuni de genul Cirrus (Ci), Cirrostratus (Cs) eventual cu Cirrocumulus (Cc), Altostratus (As) eventual cu Altocumulus (Ac) i Nimbostratus (Ns).

Din norii Nimbostratus cad precipitaii generalizate linitite (ploaie vara sau zpad - iarna), dar cu caracter continuu i cu durat mare (12 16 h, uneori aproape o zi) i intensitate mic sau medie, de obicei, cam cu aproximativ 300 km naintea frontului - pentru ploi i circa 400 km pentru ninsori (n anumite cazuri, precipitaiile se pot manifesta i n spatele liniei frontale pe

20

Aer rece

Aer cald

F.C.

1vr

2 1v vr r

CiCs

As

Ns

~ 300 km

~ 800 km~

distane de cteva zeci de km). Limitele orizontale ale zonei cu precipitaii sunt mari (300 - 400 km, n funcie de nclinarea suprafeei frontale i de coninutul n vapori de ap al aerului cald), la nceput cznd ploi sau ninsori slabe care, odat cu apropierea frontului, cresc n intensitate. La frontul cald formaiunile noroase (Ci, Cs) i fac apariia cu circa 800 1.000 km (chiar i mai mult), naintea frontului cald (chiar cu 2 3 zile nainte de trecerea frontului), respectiv cu circa 300 km naintea zonei cu precipitaii. Norii de genul Ci i Cs se consider nori prevestitori ai acestui tip de front. nlimea sistemului noros este diferit, n partea anterioar norii ajung la limita troposferei, n timp ce spre partea posterioar (fa de direcia de naintare a frontului) norii ajung doar pn la 2 3 km. Limea acestor fronturi poate atinge 900 1.000 km.

Pe hrile sinoptice fronturile calde se reprezint convenional prin linii roii, nsoite de semicercuri de aceeai culoare, cu semicercurile ndreptate n sensul de micare.

2. Frontul rece F.R. - (fig. 2.5) este acela care ia natere atunci cnd o mas de aer rece, cu vitez mai mare ( 1v

r), ajunge din urm o mas de aer cald, ce se deplaseaz cu vitez mai mic

( 2 1v vr r ) i pe care o nlocuiete.

Fig. 2.5 Schema seciunii verticale i orizontale a unui front rece (F.R.)

Aerul rece, pentru c are o densitate mai mare, ptrunde ca o pan sub masa de aer cald, cu densitate mai mic, oblignd-o s sufere o micare ascendent rapid. Suprafaa frontal este nclinat invers ca la frontul cald i are o pant mai accentuat dect la cel cald. Masa de aer cald sufer o urcare intens, se destinde adiabatic, se rcete, vaporii de ap se condenseaz (i/sau desublimeaz) i, n consecin, i fac apariia, n general, formaiuni noroase specifice de genul Stratus (St), Altocumulus (Ac) care nu acoper tot cerul, iar apoi, nebulozitatea crete cu participarea norilor Cumulonimbus (Cb).

La nceput cad ploi sau burnie slabe care, ns, se transform rapid n ploi cu intensitate mare (averse) ce provin din norii Cumulonimbus i care au o durat relativ scurt (3 6 ore). Ele cad de o parte i de alta a frontului rece pe o distan de circa 70 km, uneori chiar mai mult. ntruct aceste precipitaii cad concomitent cu trecerea frontului, ele nu pot anticipa trecerea frontului. Prevestirea trecerii frontului este realizat de apariia formaiunilor noroase specifice (Altocumulus lenticularis), cu circa 200 km naintea liniei frontale (aproximativ 2 6 ore).

Pe hrile sinoptice fronturile reci se reprezint convenional prin linii albastre marcate cu triunghiuri de aceeai culoare, cu vrfurile ndreptate n sensul de micare.

Fronturile reci se pot submpri, n funcie de viteza lor de deplasare, unghiul de nclinare al suprafeei frontale i al izobarelor cu frontul propriu-zis i de modificarea structurii verticale, n dou categorii: fronturi reci de ordinul I i de ordinul II.

3. Frontul staionar sau cvasistaionar F.S. - (fig. 2.6) este acela care separ mase de aer cu proprieti diferite i care alunec concomitent de o parte i de alta a liniei frontului din direcii contrare i fr deplasarea liniei frontului (linia frontului este staionar).

21

Aer rece

1vr

Aer caldA