Meteorologie - Climatologie Curs 02

8/6/2019 Meteorologie - Climatologie Curs 02

1/16


2/16

2O alt ipotez care a ncercat s explice geneza energiei solare (i stelare, n general) este

cea a contraciei gravitaionale. Pentru Soare, energia gravitaional pe gram de materie este de2x1015 ergi, ceea ce justific doar aproximativ 30 de milioane de ani din viaa acestuia.

Singura ipotez n msur s explice energia total emis de Soare de-a lungul ntregiisale existene este cea a proceselor nucleare. Energia nuclear poate fi eliberat, fie prinfisiunenuclear (elementele mai grele se transform n elemente mai uoare), ca n cazul pilei atomice,fie prinfuziune nuclear (elementele mai uoare se transform n elemente mai grele).

Deoarece interiorul Soarelui este srac n elemente grele, energia lui nu poate fi datorat fisiunii. Dimpotriv, bogia n hidrogen (principalul element al materiei Universului) pe de opartei valorile foarte mari ale temperaturii (15 500 000 K), densitii (160 g/cm3) i presiunii(3,38 x 1017 dyne/cm2) din centrul Soarelui, pe de alt parte,determin , f r ncetare, fuziuneatermonuclear . n acest proces, patru nuclee de hidrogen (protoni) cu masa de 4,032 unitiatomice (4x1,008 = 4,032 U.A) fuzioneaz pentru a forma un nucleu de heliu cu masa de 4,004uniti atomice. Diferena de 0,028 uniti atomice (4,032-4,004 = 0,028 U.A) se convertete nenergie. La formarea fiecrui gram de heliu se elibereaz aadar o cantitate de energie carecorespunde la aproximativ 0,007 grame de heliu. Introducnd valoarea respectiv n relaiastabilit de Einstein:

E = m x c2, n care:E este energia, m - masa, c - viteza luminii, se obine:

E = 0,007 x (9 x 1020) = 6 x 1018 ergi

Rezultatul obinut explic nu numai radiaia solar emis constant de peste 4,5 miliardede ani, ct a trecut de la naterea Soarelui, cii radiaia pe care acesta o va emite n urmtoarele5 miliarde de ani, ct se apreciaz c va mai dura, pn cnd heliul nsui va ncepe s fuzioneze n nuclee mai grele. Procesul respectiv de fuzionare a heliului va determina creterea producieide energie i sporirea volumului Soarelui, care va deveni ogigant ro ie. Dup cele 12 miliarde de ani, Soarele se va rcirapid, intrnd n faza depitic alb .

Ca urmare a procesului de fuziune, a structuriiiactivitii sale, Soarele emite nencetati n toate direciile att

Fig. 1 Structura Soarelui i elementele activit ii solare

radiaii electromagnetice, cti radiaii corpusculare. Cantitatea total de energie emis de Soarese ridic la 5,2 x 1024kilocalorii pe minut sau 6,15 kilowai pentru fiecare cm2 din suprafaa sa.


3/16

3Pmntul primete ns numai 0,45x10-9, adic, a doua miliarda parte din cantitatea total

de energie solar, ceea ce nseamn c fiecrui centimetru ptrat desuprafaorientat perpendicular pe razele Soarelui, la limita superioar a atmosferei, i revin 1,95 cal/min sau 0,14000 W/ min (0,00014kw/min).

Nucleul fierbinte al P mntului cedeaz atmosferei o cantitate de energie cifrat, nmedie, la 0,12 cal/cm2 /zi, adic de 6000 de ori mai puin dect primete aceasta de la Soare.

Ansamblul celorlalte corpuri cere ti include energia reflectat a Luniii radiaiile tuturorcelorlalte corpuri cereti, cu excepia Soarelui. Cantitatea de energieprimit de la aceast surs este ns neglijabil

2.2. Fluxurile de energie radiant care str batatmosfera

Energia pe care atmosfera o primete de la Soare, se propag prin spaiu sub formaradiaiilor electromagneticei corpusculare, ponderea acestora din urm fiind ns mult mairedus. n meteorologie intereseaz cu precdere regiunile spectrale ultraviolet, vizibil iinfraroie, crora le corespund cele mai mari cantiti de energie.

Regiunea radia iilor ultraviolete (cu lungimi de und cuprinse ntre 0,01i 0,39) esteformat din raze invizibile, cu efecte chimice pronunate, din care cauz sunt numitei radiaii

chimice. Regiunea radia iilor vizibile (cu lungimi de und ntre 0,39i 0,76) este alctuit din

raze avnd celeapte culori ale spectrului, care dau n amestec, lumina alb (fig. 2). Regiunea

radia iilor infraro ii (culungimi de und ntre0,76 i 500 ) esteconstituit din raze

invizibile cu efectecalorice, motiv pentrucare sunt numite iradiaii calorice. Fig. 2 Spectrul fenomenelor electromagnetice

Atmosfera terestr este strbtut i de radiaii cu lungimi mari de und, care nu suntemise de Soare, ci de suprafaa Pmntuluii de aerul atmosferic nsui.


4/16

4Acestea reprezint ns, tot energie solar,chiar dac transformat. Pentru o mai bun nelegere a naturii, nsuirilori variaiilorde intensitate ale energiei radiante, estenecesar cunoaterea principalelor legi

crora aceasta li se supune: legea Kirchoff,legea Stephan-Boltzmann, legea Wienilegea Planck.

Pe drumul parcurs de la limitasuperioar a atmosferei, pn la suprafaaterestr, radiaia solar sufer o serie ntreag de transformri cantitative(slbirea intensitii ei) i calitative.Acestea sunt datorate absorbiei i difuzieipe care le exercit atmosfera asuprafluxurilor de energie ce o strbat.

Intensitatea proceselor de absorbiei difuzie depinde, pe de o parte, delungimea drumului strbtut de radiaiiprin atmosfer, iar pe de alt parte, deconcentraia vaporilor de ap iparticulelor solidei lichide n suspensie.

Absorb ia este selectiv (fiindprovocat de oxigen, ozon, bioxid decarbon i vaporii de ap) i global (produs de pulberile n suspensie), ea determinnd extincia (slbirea intensitii) radiaiei solarecu circa 17-19% din constanta solar.

Difuzia (devierea repetat)radiaiei solare directe la trecereaprin atmosfer, poate fimolecular i total , ea provocnd, deasemenea, extincie, n proporiede 7%. Fluxurile radiative deund scurt se difereniaz, latrecerea prin atmosfer, n: radiaia


5/16

5solar direct i radiaia difuz, care luate mpreun, formeaz radiaia global. La i dup traversarea atmosferei, o parte din radiaia global sufer fenomenul reflexiei constituind fluxulnumit radiaia reflectat.

Radia ia solar direct (S) reprezint fraciunea din radiaia solar care strbateatmosfera, ajungnd nemodificat la suprafaa terestr sub forma unui flux de raze paralele (cu

lungimi de und cuprinse ntre 0,291i 4-5). Radiaiile cu lungimi de und mai mici de 0,291 nu ajung pe Pmnt din cauza absorbiei exercitat de ozon, iar cele cu lungimi de und mai maride 4-5, din cauza absorbiei produs de bioxidul de carboni vaporii de ap din atmosfer.

n afara atmosferei, radiaia solar direct poart numele de constant solar (S0). Aceastareprezint cantitatea total de energie radiant ce trece ntr-un minut printr-o suprafade 1 cm2,orientat perpendicular pe razele Soareluii situat n afara atmosferei terestre, la distana mediedintre Pmnti Soare. Valoarea ei este:

SO= 1,95 cal/cm2.min = 1,36 x 103 Jouli/m2.s = = 1,36 x 106 ergi/cm2.s == 0,136 Wai/cm2.

Intensitatea radiaiei solare directe (S) variaz ndependende doi factori: nlimea Soarelui deasupraorizontului (latitudinea pentru acelai moment; anotimpuli momentul zilei pentru acelai punct) i transparenaatmosferei (umezeala aerului, nebulozitatea, concentraiapulberilor n suspensie). Dependena de primul factor faceca regimul anual al intensitii radiaiei solare directe (S) s prezinte valori minime n decembrie, luna solstiiului deiarn, iar dependena de cel de-al doilea, mpiedic producerea valorilor maxime n iunie, lunasolstiiului de var (caracterizat, pentru regiunile temperate din emisfera nordic, prin

Fig. 3 Rela ia dintre radia ia solar direct pesuprafa a normal i radia ia solar direct pe suprafa a orizontal

umezeal i nebulozitate ridicate) deplasnd-o ctre mai i aprilie, luni n care transparenaatmosferei este mai ridicat.

Distribuia teritorial este comandat de aceeai factori de influenca i distribuiatemporal (regimul anuali diurn). n linii mari, valorile fluxului respectiv scad cu creterealatitudinii. Totui, umezealai nebulozitatea ridicate, determin n regiunile ecuatoriale o scdereconsiderabil a radiaiei solare directe (S), n timp ce transparena mare a aerului din regiunilepolare provoac creterea radiaiei solare directe (S). Distribuia vertical se caracterizeaz princreterea intensitii radiaiei solare directe (S) pe msura creterii altitudinii.


6/16


7/16

7Distribuia latitudinal a radiaiei globale pe suprafaa terestr se caracterizeaz printr-o

cretere treptat dinspre poli pn n regiunile tropicalei printr-o scdere semnificativ n zonaecuatorial, unde nebulozitatea ridicat sporete opacitatea atmosferei.

Radia ia reflectat de und scurt (Rs) este fraciunea din radiaia global incident creia suprafaa de incideni modific direcia de propagare. nsuirile de reflectare ale

suprafeei active nu se exprim, de regul, prin intensitatea fluxului de radiaii reflectate (Rs), ciprintr-un raport ntre acestai radiaia global inciden(Q). Raportul respectiv, poart numelede albedo (A) i se exprim n procente (A = Rs / Q x 100). Valorile albedoului suprafeeiterestre variaz ntre 2i 95%. Majoritatea tipurilor de suprafaactiv au valori ale albedouluicare variaz ntre 10i 30 % cu excepia apei, zpezii.

Tabel 1. Valorile albedo-ului (A) pe diferite tipuri de suprafa activ - subiacent

NR. CRT SUPRAFA A ACTIV ALBEDOUL (N %)1. Zpada proaspt 84-95

2. Zpada nvechit 46-603. Nisipul deerturilor 28-384. Iarba verde 265. Iarba uscat 196. Cereale pioase n diferite stadii 10-257. Pdurile de conifere 10-188. Pdurile de foioase (vara) 159. Cernoziom uscat 1410 Apa 2-70

Reflexia este al treilea proces care diminueaz radiaia solar la trecerea prin atmosfer.

Astfel, norii reflect n medie 24-25% din radiaia solar incidenla limita superioar aatmosferei. Dup traversarea atmosferei, radiaia solar este reflectat de suprafaa terestr nproporie de 2-5%.

Fluxurile radiative de und lung sunt radiaia terestr i radiaia atmosferei, a crordiferenconstituie radiaia efectiv.

Radia ia terestr (Et) este emisia nentrerupt a suprafeei terestre n domeniul infraroual spectrului. Conform legii Stephan-Boltzmann, (explica cresterea in inaltime a curbei pemasura ce creste temperatura, cu remarcarea c aceast cretere este foarte abrupta, intrucitvariaza cu puterea a patra a temperaturii) care este corectat cu coeficientul ( ) de emisie n

infrarou ( 4T E = ), intensitatea radiaiei terestre depinde, n primul rnd, de temperatura

absolut a suprafeei emisive. ntruct aceasta din urm depinde de intensitatea radiaiei globale,regimurile lor diurnei anuale sunt similare. Admind c nsuirea de a emite radiaii calorice,de und lung, a suprafeei Pmntului este identic cu cea a corpului negru, se poate conchide


8/16

8c la temperatura medie de 15C (ct are aceasta) radiaia terestr se ridic la valoarea de 0,57cal /cm2, min.

Radia ia atmosferei (Ea) este fraciunea ndreptat ctre suprafaa terestr a radiaieiinfraroii pe care o emite atmosfera dup ce se nclzete, n principal, prin absorbia radiaieiterestre, turbulent, convectie etc. Absorbia radiaiei calorice terestre este selectiv, ea fiind

realizat cu precdere de vaporii de ap, particulele lichide de ap, bioxidul de carbon etc. Dac este considerat ca avnd aceleai nsuiri radiative n infrarou cai corpul negru, atmosfera, cutemperatura ei medie de 10C, emite circa 0,42 cal/cm2, min.

Radia ia efectiv (Eef ) constituie diferena dintre radiaia terestr (Et) i radiaiaatmosferic (Ea). Ea se exprim prin ecuaia: Eef = Et- Ea. Dac se ia n considerarei radiaiareflectat de und lung (R), ecuaia devine: Eef = Et- (Ea-Rl).

Valoarea medie a intensitii radiaiei efective variaz ntre 0,10i 0,30 cal/cm2 /min.Mrimea ei depinde de temperaturai umezeala suprafeei terestre, de distribuia vertical atemperaturiii umezelii absolute a aeruluii de nebulozitate. Temperaturile mari ale suprafeeiterestre duc la creterea radiaiei efective prin sporirea intensitii radiaiei terestre. Dimpotriv,temperaturile mari ale atmosferei (inversiunile termice) duc la scderea radiaiei efective, prinsporirea intensitii radiaiei atmosferice.

Prezena norilor alctuii din picturi fine de ap cu o mare capacitate de absorbie i deemisie n domeniul infrarou al spectrului, determin o cretere nsemnat a intensitii radiaieiatmosfericei implicit o reducere a intensitii radiaiei efective, ceea ce protejeaz suprafaaterestr de rciri excesive. n unele nopi de iarn, cu cerul complet acoperit de nori stratiformiavnd plafonul jos, radiaia atmosferei poate nregistra valori mai mari dect radiaia terestr,contribuind astfel, n mod direct, la nclzirea suprafeei active.

Ceaa, a crei structur microfizic este similar cu cea a norilor, exercit asupra radiaieiefective o influenasemntoare.

Regimul diurn al intensitii radiaiei efective prezint un minim principal n intervaluldinaintea rsritului Soarelui, un altul imediat dup apusul Soareluii un maxim la amiaz.

n regim anual, intensitatea maxim se constat vara sau primvara, cnd transparenaaerului este mai mare, iar cea minim n timpul iernii, cnd transparena atmosferic este maimic i aportul de energie solar mai redus.

Bilan ul radiativ al suprafe ei terestre (B) este diferena dintre suma tuturor fluxurilorradiative de und scurt i lung primitei suma fluxurilor radiative de und scurt i lung cedate de o suprafaoarecare. El se difereniaz net de la zi la noapte.

Ziua, pe timp senin, el este o ecuaie de forma:B = S' + D R s+ E s E t- R l


9/16

9Dac se are n vedere c S + D = Q, ecuaia respectiv devine:

B = Q R s + E s E s- R l

n situaiile sinoptice cu cer acoperit, cnd radiaia solar direct nu poate ajunge lasuprafaa terestr, ecuaia bilanului radiativ capt forma: B = D Rs+ Es Et- Rl

Noaptea, cnd nu mai exist radiaii de und scurt (Q=0; R=0),bilanul radiativ se constituie numai din

Fig. 4 Fluxurile de radia ii care compun bilan ul radiatival suprafe ei terestre ziua i noaptea

radiaii de und lung: B = Ea Et- Rl nlocuind separat bilanul radiaiilor de und scurt (Bs) ial celor de und lung (B1) se obine: B = Bs- B1.

n forma sa cea mai sintetic, dar complet, bilanul radiativ este o ecuaie de forma:B = Q(1-A)-Eef n care: Q este radiaia global; A este albedoul, exprimat prin relaia:A= Rs / Q; iar Eef - radiaia efectiv, exprimat prin relaia: Eef = Et - (Ea Rl).

Valoarea bilanului este dependent de nlimea Soarelui deasupra orizontului(latitudinea, anotimp, momentul zilei), de caracterul suprafeei active, de opacitatea atmosferei(nebulozitatea, impuriti n suspensie etc.)i de coninutul ei n vapori de ap. n evoluiadiurn, bilanul radiativ este pozitiv ziua (cldura primit o depete pe cea cedat) i negativnoaptea (cldura cedata o depete pe cea primit). Noaptea, evoluia bilanului radiativ are

variaii foarte slabe deoarece radiaia efectiv de care depinde, nu manifest schimbriimportante. Att noaptea, cti ziua, valorile bilanului radiativ pot nregistra oscilaii ampledeterminate de variaia nebulozitii.

n regimul anual valorile maxime ale bilanului radiativ se produc vara, cnd sumaradiaiilor primite de suprafaa terestr este pretutindeni mai mare dect suma celor pierdute, iarvalorile minime, iarna, cnd suma radiaiilor primite este depit de cea a radiaiilor cedate.Media anual a bilanului radiativ al suprafeei terestre se cifreaz la 68 kcal/cm2. Ea coboar sub0" n Antarctica (-2...-3 kcal/cm2 pe litorali - 7 ... -8 kcal/cm2 n partea central) i Groenlanda(-2...-3 kcal/cm2 n interior), atingnd valori maxime de 120-140 kcal/cm2 n regiunile cu clim ecuatorial-oceanic i tropical-oceanic. La aceleai latitudini pe uscat, bilanul radiativ atinge80-100 kcal/cm2, an n zona pdurilor ecuatorialei 60-70 kcal /cm2 /an, n Sahara. La latitudinearii noastre, sumele medii anuale ale bilanului radiativ variaz ntre 40i 50 kcal /cm2.


10/16

10

Bilan ul radiativ al sistemului P mnt-atmosfer are o structur mai complex dectbilanul radiativ al suprafeei terestre,deoarece la traversarea atmosferei intervinprocesele de absorbie, difuzie i reflexie.Modelul unitar al bilanului radiativ de und

scurt i lung prezentat de H.J. Critchfieldeste concludent n acest sens. Din totalulradiaiei solare primite la limita superioar aatmosferei (100%), o fraciune de 35% este reflectat (24% de nori, 7% de moleculele aeruluii4% de suprafaa terestr), o alta de 18% esteabsorbit de atmosfer i o alta de 47%traverseaz atmosfera (23 % sub forma radiaieisolare directe i 24% sub forma radiaieidifuze), fiind absorbit de suprafaa terestr.Rezult deci c sistemul Pmnt-atmosfer -reflect 35% din radiaia primit i absoarbe65%. Aceast din urm fraciune este reemis n ntregime (60% de atmosfer i 5% de suprafaaterestr).

2.3. Procesele n care se consum cldura rezultat din bilan ul radiativSuprafaa terestr are o temperatur medie de echilibru cifrat la 15C. n absena

atmosferei, aceasta ar fi de -3C pentru globul terestru real (cu albedoul de 9%); de 4C pentruun glob terestru acoperit n ntregime cu ap (avnd albedoul mediu de 5%); de - 8C pentru unglob terestru acoperit n ntregime cu zpad (avnd albedoul mediu de 80%). Pentru catemperatura real de echilibru (15C) s se menin, este necesar ca ntreaga cantitate de cldur obinut de suprafaa terestr sub forma bilanului radiativ, s fie consumat. Acest consum serealizeaz n trei procese principale (nclzirea solului n adncime, nclzirea aerului de

deasupra, evaporarea apei)i n alte trei mai puin importante (topirea gheii i zpezii,renclzirea precipitaiilor, constituirea substanei vii), dar care nu pot fi complet neglijate.

Deoarece, n anumite situaii, consumurile de cldur menionate se pot converti naporturi, unii autori au denumit procesele predominant consumatoare de cldur cu termenii maicuprinztori: schimburile de cldur sau transporturile de cldur.

Transportul c ldurii n sol (Ts) se realizeaz ntre suprafaa soluluii prile lui maiadnci avnd sensuri opuse, dup cum bilanul radiativ al suprafeei este pozitiv sau negativ.


11/16

11Fluxul de cldur ndreptat de sus n jos (pozitiv) mpiedic ziua nclzirea prea puternic

a suprafeei solului, iar cel ndreptat de jos n sus (negativ) mpiedic rcirea excesiv n timpulnopii. Gradul de nclzire a suprafeei solului depinde, n primul rnd, de intensitatea radiaiilorsolare. Pe lng aceasta ns, intervini ali factori legai de naturai structura solului, care, lavalori identice ale intensitii radiaiei solare, determin nclziri inegale pe distane orizontale

mici. Aceti factori sunt: coeficientul de absorbie, cldura specific i conductibilitatea caloric.Coeficientul de absorb ie ( ) este complementul albedoului (A), valoarea lui putnd fi

exprimat prin relaia: = 1 - A. Rezult, aadar, c nclzirea suprafeei solului este cu att

mai puternic cu ct coeficientul de absorbie este mai marei albedoul mai mic.C ldura specific sau capacitatea caloric reprezint cantitatea de cldur necesar unui

gram sau unui centimetru cub dintr-un corp, pentru a-i ridica temperatura cu 1C. Cnd corpulrespectiv este exprimat n grame, cldura se numete gravimetric" (cal/g. grad), iar cnd esteexprimat n cm3, volumetric" (cal/cm3.grad). ntre cldura specific volumetric (C) i ceagravimetric (c) exist relaiile: C = c- i respectiv, c = C/ , n care este densitatea

corpului considerat.Dat fiind cldura specific foarte mare a apeii foarte mic a aerului, rezult c, cu ct

solul va avea mai mult ap i mai puin aer, cu att cldura lui specific va crete i invers. Dinaceast cauz, cantiti egale de cldur nclzesc mai puin un sol umed (cu cldur specific mai mare) dect unul uscat (cu cldur specific mai mic). Tot ca o consecina clduriispecifice superioare, rcirea radiativ a solului umed este mai lent, el rmnnd noaptea, mai

cald dect cel uscat.Conductibilitatea caloric reprezint proprietatea corpurilor de a transmite cldura de la

o molecul la alta, de la o particul la alta i de la un strat la altul. Propagarea cldurii serealizeaz ntotdeauna dinspre prile cu temperaturi mai ridicate ctre cele cu temperaturi maicoborte. Pentru exprimarea ei cantitativ a fost stabilit coeficientul de conductibilitate caloric ( ), care reprezint cantitatea de c ldur ce trece n timp de o secund printr-un strat dematerie cu suprafa a de 1 cm 2 i grosimea de 1 cm, pe direc ia normal fa de cele dou

suprafe e limitante ntre care exist o diferen termic de 1C (cal/ cm 2 / s/ grd.).

Pe lng cldura specific apreciabil, valoarea mare a coeficientului de conductibilitatecaloric face ca ziua, cldura primit de suprafaa solului umed, s se transmit mai rapid ctrestratele din adncime, ea nclzindu-se astfel mai puin dect suprafaa unui sol uscat, care avndo conductibilitate caloric redus, acumuleaz n stratul superficial cea mai mare parte a clduriiprimitei se nclzete excesiv. Efectul conductibilitii calorice se suprapune evident efectului ndreptat n acelai sens al cldurii specifice. Noaptea, conductibilitatea caloric mare nlesnetetransmiterea cldurii dinspre stratele mai adnci ale solului umed ctre suprafaa lui, suplinind


12/16

12astfel o parte din cldura pierdut de acesta prin radiaie i f cnd-o s rmn mai cald dectsuprafaa unui sol uscat a crui conductibilitate caloric slab nu permite formarea unui aflux decldur notabil din adncime.

Transportul c ldurii n mare (T m ) se realizeaz ntr-un mod amplu difereniat de celcaracteristic pmntului ferm. Desigur, conductibilitatea caloric a apei nu este prea mare

(0,0015 cal/cm2.s.grd), dar transmiterea cldurii se face n principal prin amestecul datoratcurenilor (verticalii orizontali)i valurilor.

Transportul vertical al cldurii n mare/ocean se realizeaz pe adncimi de ordinul sutelorde metri, spre deosebire de cel caracteristic solului, care se limiteaz la adncimi de ordinulmetrilor (mai frecvent al zecilor de centimetri). Variaiile termice anuale dispar la adncimi decirca 300 m, adic de 16 ori mai mari dect n cazul pmntului ferm. Din cauza clduriispecifice i conductibilitii calorice ridicate, a consumului mare de cldur n procesulevaporaiei i a micrilor sale nencetate, apa mrilori oceanelor se nclzete mai lent ziuaivarai se rcete mai greu noapteai iarna. Regimul termic anual al suprafeei mrii, la latitudinitemperate i polare, nregistreaz valori maxime in lunile august-septembriei minime nfebruarie -martie.

Transportul cldurii n ap are caracteristici foarte diferite cnd aceasta se afl n staresolid. Un prim factor care diminueaz acest transport l constituie albedoul foarte ridicat alzpezii (80-90 %). Acestuia i se adaug coeficientul mare de emisie n infrarou (foarte apropiatde cel al corpului absolut negru, care este egal cu 1i conductibilitatea caloric extrem de redus care se datoreaz aerului nemicat dintre cristalele de ghea.

Reflectnd radiaiile de und scurt i emind radiaiile de und lung mai puternic dectorice alt tip de suprafaactiv, stratul de zpad se rcete extrem de rapid (frecvent cu 15-20C ntr-o noapte de emisie radiativ).

Transportul c ldurii n aer (T a ) se realizeaz obinuit de la suprafaa terestr spreatmosfer prin: conductibilitate molecular, emisie radiativ, turbulen i convecie.

Conductibilitatea molecular joac un rol nensemnat n nclzirea aerului din cauz c acesta are un coeficient de conductibilitate caloric extrem de redus (0,00005 cal/cm2 /s/grd). Prinmijlocirea acestui proces, aerul nemicat se poate nclzi numai ntr-un strat cu grosimea demaximum 4 cm.

Emisia radiativ are o contribuie mult mai mare dect conductibilitatea molecular, fiindreprezentat prin fluxul radiativ de und lung emis nencetat de suprafaa terestr. Acest fluxeste absorbit selectiv de ctre vaporii de ap, bioxidul de carboni suspensiile din atmosfer,care se nclzete astfeli emite, la rndul ei, radiaii calorice, n toate direciile, decii napoictre suprafaa terestr.


13/16

13

Turbulen a reprezint micrile dezordonate ale aerului sub forma unor mici vrtejuri, alcror efect principal const n amestecul volumelor de aer cu temperaturi diferite, ceea ceimplic un schimb (transport) caloric important ntre suprafaa terestr i aerul de deasupra,precumi ntre diferitele straturi de aer. Turbulena poate fi generat att de cauze termice, ctide cauze dinamice.

Turbulen a termic ia natere ca urmare a nclzirii inegale a micilor faete i suprafeeorientate diferit fade razele solare (faetele granulelor de sol, fragmentelor de roc, asperi-tilor de dimensiuni mici etc). Aerul aflat n contact cu aceste suprafee se nclzete diferit,ceea ce determin formarea unor cureni ascendeni de mic intensitate deasupra suprafeelor maicalde i a altora descendeni deasupra suprafeelor mai reci. Prezena turbulenei termice estepus n evidende tremurul contururilor obiectelor, fenomen optic datorat refraciei difereniatea razelor de lumin care strbat mediul turbulent.

Turbulen a dinamic apare n urma interaciunii dintre volumele de aer aflate n micarede-a lungul suprafeei terestrei neregularitile acesteia. Obstacolele mici (asperitile solului,muuroaiele, vegetaia ierboas etc.) i mari (dealurile, movilele, pdurile, construciile etc.) seopun deplasrii lineare a volumelor de aer, modificnd n acelai timpi viteza acestora. Pe lng amestecul aerului ce se poate resimi pn la nlimi de ordinul sutelor de metri, un alt efectgeneral al interaciunii amintite const n micorarea vitezei vntului, datorit forei de frecare.

Convec ia este deplasarea pe vertical a volumelor de aer. Cai turbulena, ea poate fitermic sau dinamic.

Convecia termic reprezint, de fapt, turbulena termic la scar mare. Ea apare n urma nclzirii inegale a diferitelor compartimente relativ omogene, care alctuiesc suprafaa terestr (ogoare, lanuri, pduri, plaje, mlatini, suprafee acvatice, spaii cldite etc). Prin nclzire,volumul de aer aflat n contact cu o suprafa oarecare, i sporete energia cinetico-molecular i se dilat, n acest fel, densitatealui devine mai mic dect a aerului nconjurtor,ceea ce determin apariia energiei deinstabilitate exprimat printr-o acceleraiepozitiv (micare ascendent). Odat intrat nmicare ascendent, volumul respectiv de aer ncepe s se rceasc adiabatic (1C/100 mdiferende nivel), pn la egalizarea temperaturii sale cu cea a aerului din jur. La nivelulegalizrii temperaturii se egalizeaz i densitatea, disprnd astfel energia de instabilitatei deci,i acceleraia pozitiv. Volumul de aer rmne n echilibru indiferent, n compensaie, aerul mairece i mai dens de la nlime capt o acceleraie negativ (micare descendent) ajungnd la


14/16

14suprafaa terestr unde se nclzete i intr din nou n ascensiune. Micrile convectiveefectueaz un transport ascendent de cldur i prin intermediul vaporilor de ap care se ridic odat cu aerul, elibernd cldura lor latent de evaporare la diversele niveluri unde are loccondensarea.

Convecia dinamic se dezvolt numai n situaii speciale i poate fi frontal sau

orografic, dup cum ascensiunea aerului este determinat de o alt mas de aer (mai rece) saude un obstacol de relief.

Convecia termic i dinamic reprezint procesul cel mai important care produceschimbul (transportul) de cldur ntre suprafaa terestr i aerul de deasupra, cai ntre diferitelestraturi ale ionosferei pn la limita ei superioar. Valoarea schimbului caloric turbulent dintresuprafaa terestr i atmosfer este dat de cantitatea de cldur cedat sau primit de suprafaaterestr ctre i de la atmosfer. Pentru calcularea fluxurilor verticale de cldur i a evaporaieice are loc n intervalele cu convectie ascendent, este extrem de util cunoatereacoeficientuluischimbului turbulent (St) care reprezint cantitatea de aer, exprimat n grame, ce trece n timpde 1 secund, printr-o seciune de 1 cm2, pe direcie normal.

Distribu ia vertical a temperaturii n troposfer indic o rcire treptat a aerului pemsura creterii altitudinii, ca urmare a proceselor prin mijlocirea crora se realizeaz schimbulde cldur ntre suprafaa terestr i aerul de deasupra. Procesele atmosferice presupuntransformri frecvente de energie, dintr-o stare n alta. Acestea au loc n timpul absorbiei itransformrii energiei radiante, al evaporrii i condensrii, al nclzirii i rcirii aerului.Micrile aeruluii schimbrile strii lui, ca rezultate ale lucrului efectuat de maina termicauria care este atmosfera, se supun legilor generale ale termodinamicii.

Primul principiu al termodinamicii arat c o cantitate de c ldur (Q) transmis unuimediu izolat oarecare (aer) este consumat , pe de o parte, pentru cre terea energiei luiinterne (dE), iar pe de alta, pentru efectuarea lucrului (dL) necesar nvingerii for elorexterioare. El poate fi scris sub forma: dQ = dE + dL

Temperatura aerului se poate modifica nu numai printr-un aport sau pierdere de cldur (dQ), ci i prin variaia presiunii exterioare (dp). Astfel, pentru aceeai valoare a lui dQ,temperatura crete dac se mrete presiunea exterioar (dp >0)i scade dac se micoreaz presiunea exterioar (dp < 0). Cnd dQ = 0, variaia temperaturii depinde ntru totul demodificarea presiunii. Aceast varia ie se nume te adiabatic , deoarece se produce f r schimbde cldur ntre sistemul dat (aerul n micare vertical) i aerul din jur (n echilibru stabil).

n cazul micrilor verticale, valorile succesive ale temperaturii aerului pot fi determinatecu ajutorul ecuaiei Poisson, dac se cunoate variaia presiunii ntr-un proces adiabatic. Aceastaare forma :


15/16

15288,0

00

=

p

p

T

T z z

n care T0 i P0 sunt temperatura absolut i presiunea la nivelul iniial 0", iar Tz i Pz -temperatura absolut i presiunea la nivelul final z".

Aa cum s-a artat deja, o cantitate oarecare de aer n micare vertical i poate modificatemperatura f r schimb de cldur cu aerul din jur, numai prin modificrile sale de volum, subaciunea presiunii atmosferice exterioare. n cazul micrii ascendente, aerul se rcete din cauzacreterii de volum pe care o determin scderea presiunii (rcire prin (destindere adiabatic,adic prin transformarea unei pri din energia caloric a aerului ascendent n energia cinetico-molecular necesar nvingerii presiunii atmosferice exterioare).

Dimpotriv, n cazul micrii descendente, aerul se nclzete din cauza scderii devolum pe care o determin creterea presiunii (nclzire prin comprimare adiabatic, adic printransformarea unei pri din energia cinetico-molecular a aerului descendent, n energiecaloric).

Pe baza ecuaiei Poisson i a sondajelor aerologice s-a stabilit valoarea variaieiadiabatice a temperaturii aerului uscat raportat la unitatea de distanvertical. Aceasta este

constant, se cifreaz la 1C /100 mi poart numele degradient adiabatic uscat ( a ) sau

gradient individual.

Spre deosebire de aceasta, gradientul termic vertical al mediului aerian care nconjoar

volumul de aer n micare, se numete gradient termic local ( l ) saugradient geometric i poate

avea valori mai mari, mai mici sau egale (n cazuri izolate) cu cele ale luia .

Transportul c ldurii n procesul evapora iei (T v ) este evideniat de faptul c din cele 110kcal absorbite anual de fiecare cm2 al suprafeei terestre, 46 kcal (42 %) se consum n procesulevaporaiei. Acestea deoarece pe cea mai mare parte a suprafeei Pmntului evaporarea are locf r ntrerupere, iar consumul de cldur necesar realizrii ei se ridic la 677 cal pentru un gramde gheacu temperatura de 0C, la 597 cal pentru un gram de ap cu temperatura de 0Ci la580 cal pentru un gram de ap cu temperatura de 30C. Cldura latent de evaporare nmagazinat n vaporii de ap ce intr n micare ascendent, este eliberat la diferitele niveluridin atmosfer unde are loc condensarea, jucnd astfel un rol important n procesul transportului(schimbului turbulent de cldur dintre suprafaa activ i aerul de deasupra).

Transportul c ldurii in procesul topirii ghe ii i z pezii (T g ) este important n regiunilereci i temperate, unde n perioada topirii zpezii, care acoper 37 000 km2 n emisfera nordic,se consum zilnic 350 cal/cm2, ceea ce face ca temperatura aerului s nu depeasc prea mult


16/16

160C (topirea unui gram de gheacu temperatura de 0C necesitnd o cantitate de cldur de 80cal).

Transportul c ldurii n procesul (re)nc lzirii precipita iilor (T p ) are oarecareimportandoar n pdurile ecuatoriale cu precipitaii abundente n fiecare zi (n medie 11mm/zi). Apa czut cu 15C este (re)nclzit pn la 27C (media suprafeei solului) printr-un

consum de cldur cifrat la 1,2 cal/ cm2.zi.Transportul c ldurii n procesele biologice (T b ) se refer la consumul de energie necesar

constituirii substanei vii i totodat, la cldura eliberat n procesele de descompunereirespiraie.

Bilan ul caloric al suprafe ei terestre (Bc) are forma: Bc- B - (Ts + Ta + Tv + Tg + Tp + Tb),

n care B este bilanul radiativ; Ts - transportul cldurii n sol; Ts -n aer; Tv - prinevaporaie; Tg - prin topirea gheii i zpezii; Tp - prin (re)nclzirea precipitaiilor; Tb - nprocesele biologice.

Dei uneori se convertesc n aporturi, transporturile incluse n parantez, rmn totuiconsumuri de cldur. Cele mai importante sunt primele trei, cu privire la ele existnd de altfelicele mai multe date, obinute experimental.

n consecin, ecuaia bilanului caloric poate fi scris sub forma:Bc = B - (Ts+Ta+Tv).

Considernd aportul de cldur (B) ca pe primul termen al ecuaiei, iar consumurile ca(Ts+Ta+Tv ) pe cel de-al doilea, aceasta devine: B = Ts+Ta+Tv.

Pentru suprafeele uscate de pe care evaporaia lipsete total sau este att de mic nctpoate fi omis, ecuaia se simplific i mai mult lund forma: B = Ta.

Este evident c, n regiunile deertice i pe suprafeele create artificial (pavaj, beton,asfalt etc), toat cldura primit sub forma bilanului (B) se consum n procesul nclziriiaerului de deasupra (Ta). Dimpotriv, n cazul suprafeelor puternic umezite, consumul principalde cldur revine procesului de evaporaie (Tv) care duce la scderea temperaturii soluluiiaerului de deasupra, reducnd totodat i intensitatea schimbului caloric sol-aer. Faptul c suprafaa terestr este n cea mai mare parte acoperit cu ap face ca procesul evaporaiei s joace rolul preponderent n consumarea energiei calorice rezultat din bilanul radiativ.

NOT : Obligatoriu pt examen, subcapitolele 2.1 i 2.2.

Meteorologie - Climatologie Curs 02

Documents

Transcript of Meteorologie - Climatologie Curs 02