RADIATIA SOLARA

Soarele i activitatea solar. Spectrul solar.

Soarele este unica surs de energie caloric a suprafeei terestre. Are un volum de 1300000 ori mai mare dect al Pmntului. Emite 3216 x 1027 cal/min din care Pmntul primete a 2-a miliarda parte.

Este format din gaze n stare incandescent. Centrul Soarelui este alctuit din hidrogen 50%, heliu 40% i restul este un amestec de elemente grele n stare gazoas.

Cldura (energia) imens degajat de Soare provine din reaciile termonucleare din interiorul Soarelui (fuziunea nucleelor de hidrogen i formarea heliului).

Aceast energie se rspndete n spaiul cosmic sub form de radiaii de diferite tipuri: raze X, , ultraviolete, raze luminoase, infraroii, corpusculare, alctuind spectrul solar.

Reaciile termonucleare continue din interiorul Soarelui elibereaz cantiti imense de energie sub forma radiaiilor electromagnetice. Spectrul solar cuprinde emisii electromagnetice cu lungimi de unde cuprinse ntre civa Angstromi () i civa centimetri. Spectrul cuprinde radiaii vizibile (3700-7600 ), radiaii ultraviolete (2000 - 3700 ) i infraroii (7600 - 3 milioane ).

Temperatura suprafeei radiante a Soarelui este de 6000 C, cldura transmindu-se prin conducie i convecie. Soarele degaj o cantitate de cldur egal cu 3.216 x 1027 cal/min (valoarea medie).

La nivelul superior al atmosferei se primete numai o parte din aceast energie radiant. Energia primit la limita superioar a atmosferei, pe o suprafa de 1 cm2, perpendicular pe razele solare este de 1.88 cal/min/cm

2 valoare numit constant solar.

De la acest nivel apar fenomenele de absorbie, difuzie i reflexie a elementelor spectrului. Cantitatea de energie primit la suprafaa Pmntului este influenat i de nclinarea axei Pmntului, de micarea de rotaie, de forma de geoid a acestuia, care determin nclinarea razelor solare fa de suprafaa acestuia, durata zilelor i a nopilor precum i formarea anotimpurilor.

La trecerea prin atmosfer radiaia solar este modificat:

Soare 180 km - energia radiant ramne constant;

180 km 80 km - razele X, Y, corpusculare sunt absorbite n totalitate (se produce ionizarea) ducnd la existena unor temperaturi foarte ridicate;

80 km 55 km - razele luminoase (vizibile) sunt difuzate n toate direciile, fenomen numit Rayleigh;

55 km 40 km 25 km se produce absorbia aproape n totalitate (98 %) a radiaiilor ultraviolete cu formarea stratului de ozon.

n troposfer (0 km 11 km ), bioxidul de carbon CO2 i vaporii de ap absorb o parte din radiaiile infraroii (raze calorice), iar o alt parte este reflectat napoi n spaiu. La suprafaa Pmntului se produce un ultim fenomen de reflexie al energiei calorice ce poart denumirea de ,,albedo (acesta exprim capacitatea suprafeei terestre de a reflecta radiaia solar, se exprim n procente i este mai mare deasupra suprafeelor de culoare deschis i mai mic deasupra suprafeelor de culoare nchis). Cel mai mare albedo, de exemplu, l are zpada proaspt care reflect 90% din cantitatea de energie primit.

In urma proceselor de absorbie i difuzie a radiaiei solare n atmosfer, la suprafaa terestr ajung 57% din radiaia primit la limita superioar a atmosferei.

Bilanul radiativ-caloric la suprafaa terestr reprezint diferena dintre cantitatea de energie radiant primit i cea consumat. Dintre fluxurile radiative primite sau cedate de suprafaa terestr, cele mai importante sunt:

a)-Radiaia solara direct (insolaia) (S) reprezint cantitatea de energie radiant primit de suprafaa Pmntului pe o suprafa de 1cm2/min. Crete odat cu rsritul Soarelui i scade spre apus. Atinge valoarea maxim la amiaz i minim la rsrit i la apus.

b)-Radiaia difuz (D) este cantitatea de energie primit de suprafaa terestr dup ce aceasta a fost difuzat de nori sau de particulele n suspensie din atmosfer i variaz invers proporional cu transparena;

c)-Radiaia global (Q) este suma dintre radiaia difuz i radiaia direct (kcal/min.); Cea mai mare valoare anual a radiaiei globale Q, de 200 kcal/cm2/an se nregistreaz n deerturile

tropicale iar cea mai mic, de 70 -80 kcal/cm2/an n zonele polare.

d)-Radiaia reflectat (Rs) este funcie de natura suprafeei terestre i de unghiul de inciden a razelor solare. Albedoul se noteaz cu A i reprezint partea din radiaia solar total, reflectat de suprafaa terestr : A= Rs/Q % ;

e)-Radiaia terestr sau emisia terestr (Et) este radiaia pe lungimi de und lung, degajat de suprafaa Pmntului;

f)-Contraradiaia atmosferei (Ea) este radiaia pierdut de straturile atmosferice inferioare, o parte fiind ndreptat spre suprafaa terestr i o alt parte spre straturile atmosferice superioare;

g)-Radiaia efectiv (Re) reprezint diferena dintre emisia terestr i contraradiaia atmosferei : Re = Et Ea.

n form simplificat, bilanul radiatv-caloric la suprafaa terestr se poate scrie astfel : B= S + D + Ea - Rs - Et = Q (1 - A) - Re .

Concluzii la BILAN -B zilnic este pozitiv ziua i negativ noaptea. -B anual se modific n funcie de latitudine i anotimpuri: -este pozitiv n perioada cald a anului i negativ n perioada rece. -este pozitiv n regiunile ecuatoriale i tropicale. Cldura acumulat n aceste regiuni este transmis

prin curenii atmosferici i oceanici spre latitudinile superioare unde bilanul este negativ. -B este important dpdv practic pentru ca determin repartiia temperaturii la suprafaa terestr i deci

influeneaz procesul de evaporare, de formare a ceurilor, de topire a zpezii, de producere a ngheurilor, de formare a maselor de aer.

-diferene apar i ntre suprafeele de uscat i cele acvatice care se nclzesc diferit: Uscatul se va nclzi mai rapid i intens fa de apa care se nclzete mai lent i moderat. Pierderea de cldur de ctre uscat se face la fel de repede cum a fost primit, n timp ce n cazul apei se face mai lent. Apa trebuie s absoarb o cantitate de cldur de cinci ori mai mare dect uscatul pentru a-i ridica temperatura la aceeai valoare cu cea a uscatului.

Bibliografie:

1.Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluvial, Editura ExPonto, Constana, 2001. 2.Pop Gh., Introducere n meteorologie i climatologie, Editura tiinific i Enciclopedic, Bucureti, 1988.

TEMPERATURA AERULUI

Transportul cldurii n atmosfer Radiaia solar constituie sursa principal de cldur pentru suprafaa terestr i atmosferic. nveliul

gazos, datorit proprietilor sale fizice, absoarbe doar o parte relativ redus din radiaia solar direct care l strbate (14%); n schimb, el absoarbe intens radiaia cu lungimi mari de und emis de suprafaa terestr care devine astfel sursa caloric principal, indirect, pentru atmosfer.

Energia solar transformat n cldur de suprafaa activ este transmis aerului atmosferic prin: -radiaie terestr -conductivitate caloric molecular -turbulen -convecie -advecie -schimbrile de faz ale apei. 1. Radiaia terestr infraroie, de und lung, cu efect caloric pronunat, este absorbit selectiv de

vaporii de ap i dioxidul de carbon i, ca urmare, stratul de aer din apropierea solului se nclzete. Cldura se transmite, n continuare, tot pe cale radiativ, de la strat la strat, n altitudine. Fluxul de cldur este orientat invers n timpul rcirii suprafeei terestre active, dinspre straturile de aer mai nalte ctre cele inferioare. Acest proces este continuu, dar are ns un rol minor n mecanismul transmiterii cldurii de la suprafaa terestr n atmosfer.

2. Conductivitatea caloric molecular are, de asemenea, un rol nesemnificativ n transmiterea cldurii dinspre suprafea terestr ctre aerul nconjurtor, coeficientul de conductivitate caloric a aerului fiind foarte sczut. Pe aceast cale se poate nclzi cel mult un strat de aer de civa centimetri grosime.

3. Turbulena este un sistem de micare haotic, dup traiectorii complexe, sub form de turbioane i cureni de dimensiuni variabile a diferitelor volume mici de aer, numite elementele turbulenei. Dimensiunile elementelor turbulenei sunt de ordinul centimetrilor, metrilor i chiar a zecilor de metri. Micarea aerului care are, totdeauna, caracter turbulent, mai ales n straturile atmosferice inferioare, poate fi origine termic i dinamic (mecanic).

a) Turbulena termic este determinat de fora aerostatic creat de neuniformizarea termic a aerului. Intensitatea micrii turbulente va fi cu att mai mare cu ct diferenele de temperatur pe vertical i pe orizontal dintre volumele de aer vor fi mai accentuate. Fenomenul este determinat de inegala nclzire a diferitelor compartimente mici ale suprafeei terestre active.

b) Turbulena dinamic, care nu este condiionat de temperatura aerului, se dezvolt n masele de aer deplasate de vnt, n urma frecrii cu suprafaa terestr. Intensitatea ei este n raport cu viteza vntului i gradul de rugozitate a suprafeei terestre.

Turbulena termic i dinamic pot aciona simultan, mai cu seama n timpul zilei, determinnd caracterul complex i intensificarea turbulenei.

4. Convecia este micarea vertical neorganizat a volumelor de aer, n sens ascendent i descendent, care amestec straturile de aer pe diferite grosimi, uneori pn la limita superioar a troposferei. Dup condiiile de genez se deosebete o convecie termic i o convecie dinamic (mecanic).

a) Prin amplificare, turbulena termic se poate transforma n convecie termic, cauza fiind nclzirea inegal a unor compartimente mai mari ale suprafeei terestre (suprafee acvatice, suprafee cu cldiri, pduri .a.).

n locul micrilor turbionare haotice, de dimensiuni mai reduse, ncep s predomine, treptat, micri ascensionale puternice sub forma de jeturi cu viteze de la civa m/s pn la peste 20m/s uneori. Alturi de curenii convectivi ascendeni apar i curenii descendeni, cu viteze mai mici, care pot ocupa, de asemenea, suprafee mari. Curenii ascendeni asociai cu cei descendeni alctuiesc celulele convective. Prezena lor este indicat de nori caracteristici de tip convectiv.

Dezvoltarea conveciei termice este condiionat de o anumit stratificaie termic a aerului din troposfer (stratificaia instabil sau convectiv).

b) Convecia dinamic este micarea ascendent forat a maselor de aer deplasate de vnt, cnd acesta ntlnete un obstacol de mari dimensiuni. n cazul cnd ascensiunea forat a aerului este determinat de versanii reliefului muntos convecia este orografic, iar cnd aerul cald i mai uor alunec ascendent deasupra unei mase de aer mai rece i mai dens, convecia este frontal.

Turbulena i convecia efectueaz cel mai important transfer de energie caloric pe vertical n troposfer, dinspre straturile de aer inferioare, mai nclzite, spre cele superioare, mai reci.

5. Transferul de cldur n atmosfer se realizeaz i prin deplasarea aerului pe orizontal, fenomen numit advecie. Deplasarea orizontal a aerului mai cald sau mai rece poate determina o cretere sau o coborre, local a temperaturii, cu alte cuvinte variaia termic advectiv pozitiv, respectiv negativ.

6. Schimbrile de faz ale apei. Apa din atmosfera terestr se gsete n trei stri de agregare: gazoas (vapori), lichid (cea, nori,

precipitaii lichide) i solid (cristale de ghea sau fulgi de zpad, grindin, depuneri de ghea etc.). Trecerile dintr-o faz a apei n alta se realizeaz prin evaporare, condensare, sublimare, ngheare,

topire.

Transformrile de faz ale apei n cadrul procesului de evaporare i de condensare efectueaz astfel un transfer remarcabil de cldur ntre suprafaa terestr i atmosfer.

Condensarea vaporilor n aerul atmosferic este nsoit de o important degajare de energie sub forma cldurii latente de vaporizare, cantitativ egal cu cea consumat n procesul de evaporare. Astfel, pentru transformarea n vapori a unui gram de ap se consum aproximativ 600 calorii. Vaporii de ap, rezultai prin procesul evaporrii de la suprafaa terestr, sunt antrenai de micrile turbulente i convective spre straturile atmosferice superioare unde se condenseaz, cednd cldur aerului.

nghearea picturilor de ap este nsoit de o nou degajare de cldur (cca 80 cal/g).

n concluzie n procesul de nclzire a aerului atmosferic, rolul principal l dein micrile verticale i orizontale ale acestuia. Transmiterea cldurii de la suprafaa terestr ctre aerul nconjurtor se face n special prin turbulen i prin convecie.

Variaia temperaturii aerului. Temperatura aerului n apropierea suprafeei terestre variaz n funcie de unghiul de inciden al

razelor solare:

-cantitatea de radiaie (cldur, energie) primit de suprafaa terestr este maxim cnd razele soarelui cad perpendicular pe suprafaa respectiv (Soarele la zenit).

-cu ct crete nclinarea razelor solare, cu att energia se va repartiza pe o suprafa mai mare, deci aportul de energie pe unitatea de suprafa (de ex 1 cm2) vor fi mai mici.

Acest lucru este exprimat de legea Lambert (legea sinusului):

Intensitatea energiei calorice pe unitatea de suprafa variaz proporional cu sinusul unghiului de inciden a razelor solare.

Lat de 90 la poli, deci sin 90 = 0

Lat de 0 la Ec., deci sin 0 = 1 (max).

In concluzie regiunile intertropicale primesc o cantitate mai mare de energie caloric fa de regiunile temperate i polare pentru c nlimea Soarelui deasupra orizontului este maxim n timpul anului.

La latitudini polare unghiul de inciden al razelor solare este tot timpul mic, deci aceste regiuni sunt defavorizate, primind mai puin radiaie solar (energie caloric) pe cm2.

n concluzie temperatura solului, suprafeelor acvatice i aerului (msurat la max. 2 m inaltime) este mai mare la ecuator i mai mic la poli.

1. Considernd acelasi loc de pe glob vom avea urmtoarele variatii de temperatur: a. periodice: diurn (zilnica) si sezonier; n cazul variatiei diurne temperatura prezint un maxim la cca. 2-3 ore dup ce soarele a trecut la

meridian (la verticala locului) si un minim dup ce a rsrit soarele. n cadrul variatiei sezoniere temperatura prezint un maxim vara si un minim iarna; b. neperiodice (accidentale) ale temperaturii sunt produse de perturbatii atmosferice ca de exemplu

invazii de aer (cald sau rece).

2.Variatia temperaturii de la loc la loc se prezint astfel: - mergnd pe meridian temperatura scade de la ecuator spre poli;

- invaziile de mase de aer (cald sau rece) fac ca pentru aceeasi or s avem pe locuri relativ apropiate diferente de temperaturi destul de mari.

- curentii oceanici modifica temperatura aerului : curentii oceanici calzi determina cresterea

temperaturii aerului iar cei reci determina scaderea temperaturii aerului.

In harta de mai jos (a distributiei temperaturii pe Glob in luna ianuarie) se observa, de exemplu,

cresterea temperaturii aerului pe coastele Norvegiei, la peste 60 lat.N) datorita curentului cald al Golfului

care determina cresterea temperaturii aerului in aceasta zona.

Privind distributia temperaturii pe sol (deci pe orizontal), pe hrtile sinoptice se traseaz izotermele* din 5 n 5C.

*Izotermele reprezint liniile ce unesc toate punctele cu aceeasi temperatur.

3. Variatia temperaturii n nltime. Temperatura n general scade cu nltimea datorit faptului c aerul este un mediu ru conductor

termic. Uneori ntre sol si 10 m pot fi variatii de temperatur de 5C pn la 10C. n nltime temperatura scade. Totusi, pn la 5 km (n troposfer), nu ntotdeauna temperatura va scdea cu nltimea. Peste 5 km, temperatura scade cu 6.5C/km pn la tropopauz (-45C la pol si -80C la ecuator).

n atmosfer aerul care urc se destinde si ca urmare se rceste (n mod adiabatic) iar la miscrile descendente se nclzeste.

Procese adiabatice. Gradientul temperaturii

Gradientul termic vertical reprezint variatia temperaturii pentru o diferent de nivel de 100 m. n meteorologie pentru ntocmirea diagramelor aerologice (obtinute n urma sondajelor radio n altitudine), se

foloseste, pentru aerul uscat, valoarea de 1C/100 m (gradientul adiabatic uscat), iar pentru aerul umed

saturat, valoarea de 0,5C/100 m (gradientul adiabatic umed).

Stabilitate si instabilitate

Procesele fizice si fenomenele meteo din atmosfer sunt n strns legtur cu stabilitatea atmosferei. Atmosfera este instabil atunci cnd miscrile verticale care se produc se propag de la un nivel la

altul (curentii ascendenti tind s-si continue miscarea impulsionati de o accelaratie nou). Atmosfera este stabil atunci cnd miscrile verticale produse la un moment dat, nu pot s se

dezvolte si deci nceteaz (curentii ascendenti formati n urma unui impuls oarecare se vor opri din miscarea acensional).

Pentru a explica mai bine ce se ntmpl n cazul unei atmosfere stabile sau instabile, trebuie s artm c n cadrul radiosondajelor care se execut la anumite ore din zi se urmreste si scderea temperaturii cu nltimea. Aceast scdere se traseaz pe o diagram aerologic. Totodat, trebuie specificat faptul c n interiorul unei mase de aer care urc, scderea de temperatur se realizeaz dup gradientul adiabatic uscat (temperatura scade cu 1C/100 m), iar dup condensare, scderea se produce dup gradientul adiabatic saturat (temperatura scade cu 0,5C/100 m).

Inversiune, izotermie

Zona n care temperatura creste odat cu cresterea de nltime se numeste zon de inversiune sau, simplu, inversiune.

Izotermia este reprezentat de zona n care temperatura este stationar cu cresterea de nltime. Cauzele care produc inversiunile si izotermiile sunt multiple:

- radiatia nocturn n noptile senine; - invazii de aer rece care produc inversiuni la sol;

- comprimarea aerului, invazii de aer pe diferite straturi, pturi de nori, cldura de condensare a vaporilor de ap; - fronturile meteorologice care produc inversiuni sau izotermii n altitudine.

n situatia inversiunilor la sol se produce ceata ce are ca efect micsorararea vizibilittii.

Bibliografie

1.Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluvial, Editura ExPonto, Constana, 2001. 2.Pop Gh., Introducere n meteorologie i climatologie, Editura tiinific i Enciclopedic, Bucureti,

1988.