77

TEMA 9 ATMOSFERA ŞI CLIMATOSFERA

Introducere: Atmosfera, ca înveliş planetar, şi clima, ca rezultat al interacţiunii dintre radiaţia solară, atmosferă şi suprafaţa fizică a Pământului, constituie părţile de fond ale acestei teme. Cunoaşterea de către studenţi a schiţei climatice a Terrei şi a principalelor climate este deosebit de importantă.

Cuprins 1. Atmosfera – învelişul gazos al Terrei 2. Compoziţia chimică 3. Structura verticală 4. Climatosfera (Clima Terrei)

4.1. Definirea noţiunilor de vreme, climă şi climatosferă 4.2. Factorii genetici ai climei (Factorii climatogeni)

4.2.1. Radiaţia solară. Procese radiative, bilanţul radiativ 4.2.2. Atmosfera. Circulaţia atmosferică. Modelul circulaţiei generale a atmosferei 4.2.3. Suprafaţa subiacentă a Terrei. Factorii geografici

4.3. Tipuri de climă 4.4. Trama climatică a Terrei

5. Test de evaluare 6. Bibliografie 7. Sinteză

1. Atmosfera – învelişul gazos al Terrei Atmosfera este învelişul esenţialmente gazos al Terrei. Cu o formă mai

aplatizată la poli şi mai bombată la ecuator decât planeta pe care o înconjoară, atmosfera terestră se desfăşoară în spaţiu până la 10.000 - 13.000 km, de unde densitatea ei, calculată pe baza frecvenţei atomilor de hidrogen, devine egală cu a spaţiului extraplanetar.

Totalul masei atmosferei este estimat la 5.000.000 de miliarde tone. Prin grosime, densitate şi compoziţie, atmosfera oferă protecţie

Pământului, făcând posibilă apariţia şi evoluţia vieţii în intimitatea mediului terestru.

Atmosfera este sediul vremii şi climei. Prin interacţiune cu celelalte învelişuri planetare, în atmosferă (mai exact în troposferă, stratul ei inferior) au

Obiective: − Caracterizarea generală a atmosferei: limite (grosime), formă,

compoziţie, densitate, structură, interacţiune cu celelalte învelişuri planetare, importanţă;

− Caracterizarea generală a climatosferei: factorii genetici ai climei Terrei, tipuri de climă, trama climatică a globului;

− A face posibilă înţelegerea proceselor care au loc în troposferă, procese care determină starea de vreme şi de climă, şi însuşirea noţiunilor aferente.

atmosfera

78

loc procese fizice care impun starea de vreme şi tipul de climă, cu rol esenţial în determinarea caracterelor peisajelor naturale.

La rândul ei, atmosfera se află sub influenţa celorlalte învelişuri (inclusiv antroposfera), în virtutea transferurilor de materie şi energie, variabile în timp şi spaţiu, prin care se leagă. Schimbările globale sunt induse în primul rând de perturbaţiile semnificative intervenite în compoziţia atmosferei şi în circuitul gazelor, în raporturile energetice dintre atmosferă şi ocean.

2. Compoziţia chimică

Atmosfera este un amestec gazos incolor, insipid şi inodor. Compoziţia chimică de amestec a atmosferei terestre este uniformă până la 90 km, această parte fiind numită de aceea homosferă. Constituenţii principali rămân în proporţii constante: azotul 78% din masă, oxigenul 21%. În compoziţia homosferei mai intră: argon (0,94%), dioxid de carbon (0,03%) şi alte gaze (heliu, hidrogen, metan, oxid de azot, dioxid de sulf etc.). Aerul conţine, în plus, particule lichide şi solide în suspensie, care se numesc aerosoli atmosferici.

La altitudinea de 15 - 50 km se găseşte un strat protector de ozon. Această formă de oxigen (O3) are proprietatea de a absorbi o parte a razelor ultraviolete, care în doze prea mari devin nocive pentru organisme.

În 2005, gaura din stratul de ozon al Antarcticii a atins dimensiuni maximale spre mijlocul lunii septembrie (27 milioane km2). Această valoare este superioară celei înregistrate în 2004 (23 milioane km2), dar inferioară celei măsurate în 2000 şi 2003 (28,5, respectiv 29 milioane km2). Variabilitatea interanuală a circulaţiei atmosferice face dificilă detectarea unei eventuale reconstituiri a ozonului în regiunile polare. Vor trebui, fără îndoială, încă mulţi ani de observaţii înainte de a fi decelate semne ale unei astfel de regenerări. Relaţiile chimice care se produc pe suprafaţa cristalelor de gheaţă ce alcătuiesc norii stratosferici transformă compuşii halogenaţi în forme active (CIO), care distrug ozonul. Norii stratosferici sunt astfel responsabili de sărăcirea substanţială a stratului de ozon în Arctica în timpul iernilor friguroase. Acelaşi fenomen se produce şi în Antarctica, unde frigul este şi mai intens, iar norii stratosferici mult mai frecvenţi.

(Nouvelles du climat mondial, No 28, Janvier, 2006) Unele din aceste gaze (dioxidul de carbon, vaporii de apă, ozonul,

metanul) generează efectul de seră natural, fără de care Pământul ar fi avut o climă atât de severă încât viaţa un ar fost posibilă. Troposfera este stratul izolator care diminuează pierderea căldurii radiate de suprafaţa terestră.

La altitudini de peste 90 km, dincolo de homopauză, compoziţia chimică variază din cauza disocierii moleculelor gazelor componente, ceea ce explică numele de heterosferă. Gazele inerte, în stare moleculară sau atomică, se diferenţiază în patru strate: stratul de azot molecular (90 - 200 km), stratul de oxigen atomic (200 - 1.100 km), stratul de heliu (1.100 - 3.500 km), stratul de hidrogen atomic. De la cca 10.000 km densitatea tinde să o egalizeze pe cea a spaţiului interplanetar, fapt pentru care limita superioară a atmosferei a fost stabilită la această altitudine.

Compoziţia atmosferei terestre s-a modificat în timp. În atmosfera primitivă, dioxidul de carbon, hidrogenul şi vaporii de apă erau gazele cele mai abundente. Primele două au dispărut aproape în întregime din atmosfera actuală, fiind înlocuite de azot şi oxigen. Vaporii de apă s-au condesat formând oceanele.

homosfera

heterosfera

79

Hidrogenul, foarte uşor, a ieşit în spaţiu. Dioxidul de carbon, dizolvat în apa oceanică, s-a fixat în sedimente, în particular în calcare (Ca CO3). Creşterea cantităţii de azot provine din degazeifierea internă a planetei. Oxigenul, acest component atât de important, nu intra în compoziţia atmosferei până la apariţia plantelor şi fotosintezei. Schimbarea majoră este dată, aşadar, de mecanismele fotosintezei, care au făcut să crească mult proporţia de oxigen în atmosferă. Ele marchează trecerea de la atmosfera reducătoare la atmosfera oxidantă.

Numeroase indicii, reieşite din studiul fosilelor, sugerează că atmosfera nu a mai înregistrat variaţii mari de compoziţie de 500 milioane de ani (începutul paleozoicului). Variaţiile concentraţiei de CO2 şi vapori de apă au atras după sine fluctuaţii climatice, cele două gaze fiind responsabile de încălzirea climei (“efectul de seră”) sau răcirea ei de-a lungul timpului geologic. În cursul fanerozoicului, concentraţia de CO2 a putut varia de un factor de la 1 la 4. Studiul eşantioanelor de gheaţă din Antarctida relevă variaţii ale concentraţiei de CO2 în cuaternar. Acestea au avut drept consecinţe alternanţa fazelor glaciare şi interglaciare, precum şi încălzirea climatică postglaciară iniţiată de aproximativ 12.000 de ani.

Astăzi, compoziţia naturală a atmosferei înregistrează modificări sensibile prin diferite activităţi umane, acestea având repercusiuni globale. Creşterea concentraţiei de dioxid de carbon este cauza principală a încălzirii climei prin “efectul de seră”, iar acumularea substanţelor CFC (clorofluorocarburi) este responsabilă de rarefierea ozonului din stratul protector în care s-a cantonat în mare măsură (stratosfera).

Atmosfera terestră este destul de diferită de cele ale altor planete: atmosferele lui Venus şi Marte conţin cantităţi enorme de dioxid de carbon (aproximativ 95%); Venus mai conţine azot, oxigen, vapori de apă şi uşoare urme de dioxid de sulf; Marte mai conţine foarte puţin azot, argon, oxigen şi monoxid de carbon.

3. Structura verticală

Pe baza proprietăţilor fizice variabile cu altitudinea (temperatura aerului,

presiunea atmosferică), atmosfera poate fi divizată în mai multe strate: troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera (ionosfera), exosfera. Între ele nu există limite nete.

Troposfera este stratul de la baza atmosferei, desfăşurându-se până la cca.

Structura verticală a atmosferei (după CD-ROM Encarta 2000)

troposferă

efect de seră

80

11 km (6-8 km la poli şi 17-19 km la Ecuator). Ea reprezintă 1,5% din volumul atmosferei şi 80% din masa acesteia. Concentrarea celei mai mari părţi a masei în acest strat se datorează compresiei gazelor sub influenţa gravitaţiei şi datorită proprietăţilor mediului gazos de a fi compresibil. Troposfera este stratul cel mai important, acela unde noi trăim şi unde se produc toate fenomenele meteorologice şi climatice. De aceea este numit stratul meteorologic. În troposferă, temperatura descreşte cu altitudinea, cu un gradient normal de 6,40 C/ km, ceea ce înseamnă că la 10 km temperatura poate ajunge la - 600 C. Limita superioară a acestui strat se numeşte tropopauză.

Stratosfera. Deasupra tropopauzei, între 11 şi 50 (60) km, se dezvoltă

stratosfera. În această parte a atmosferei se situează pătura de ozon. Temperatura creşte cu altitudinea până la un maxim termic de aproximativ 500 C, care marchează limita superioară a stratosferei (stratopauză).

Stratele de deasupra stratosferei reprezintă 93% din volum şi numai 1% din masa atmosferei.

Mezosfera se întinde de la 50 la 80 (100) km altitudine, unde se află

mezopauza. Temperatura descreşte lent până la valoarea minimă de aproape -1200C. În acest strat densitatea aerului este foarte redusă, dar încă suficientă pentru dezintegrarea şi volatizarea majorităţii meteoriţilor care penetrează atmosfera.

Termosfera se găseşte deasupra mezopauzei. Acest strat absoarbe

radiaţiile ultraviolete. Temperatura creşte din nou cu altitudinea, atingând câteva mii de grade, însă este disponibilă puţină energie calorică datorită rarefierii aerului. Temperatura înaltă este la originea ionizării particulelor de aer. De aceea, termosfera este denumită şi ionosferă. Undele radio, scurte şi lungi, sunt reflectate de diferite strate ale ionosferei. Acesta este un fenomen determinant pentru telecomunicaţii.

Exosfera este stratul superior al atmosferei, care începe de la 700 km.

Temperatura la această altitudine este constantă. Aerul este din ce în ce mai rar, trecând în vidul spaţiului cosmic de la cca 10.000 km altitudine.

Atmosfera, în ansamblul ei, este transparentă pentru undele radio de foarte mare frecvenţă şi pentru semnalele care provin de la stele, acestea putând fi captate la suprafaţa Terrei.

4. Climatosfera (Clima Terrei) 4.1. Definirea noţiunilor de vreme, climă şi climatosferă Noţiunea de climă exprimă regimul multianual al vremii, care ia naştere în

urma interacţiunii dintre factorii radiativi, circulaţia generală a atmosferei şi complexul condiţiilor fizico-geografice, sub influenţa tot mai accentuată a activităţii societăţii omeneşti.

Clima unei regiuni date a Terrei este o măsură a “condiţiilor meteorologice medii”. Dacă acelaşi tip de vreme revine în aceeaşi perioadă pe firul evoluţiei multianuale, se poate atunci defini ca o parte a caracteristicilor climatice ale unei regiuni.

stratosfera

mezosfera

termosfera

exosfera

clima

81

Spre deosebire de vreme (timp), clima se prezintă ca o noţiune vagă şi abstractă, dificil de a se defini printr-o formulă lapidară. Dacă vremea nu este decât un instantaneu, un fel de clişeu, clima sugerează mai degrabă un film care integrează varietatea infinită a acestor stări succesive, relativ repetitive în limitele unui sezon şi ale unui an. Şi aceasta deoarece clima se înscrie în durata unui an şi se supune unui ciclu anual, cel al revoluţiei Pământului în jurul Soarelui.

Clima este în general exprimată prin valorile statistice clasice (“medii” în principal) ale celor mai reprezentativi parametri, obţinuţi pe baza observaţiilor de-a lungul a 30 de ani numiţi “normali”.

Clima se caracterizează prin stabilitate relativă. Schimbările climatice naturale pot avea loc, în general, la scara a zeci de mii, sute de mii sau milioane de ani. În mod involuntar, omul modern a devenit responsabil de iniţierea unei schimbări climatice mult mai rapide, perturbând prin “efect de seră” funcţionarea întregului geosistem planetar şi generând riscuri majore în lanţ: topirea gheţarilor de calotă şi a celor montani, creşterea nivelului oceanelor şi a mărilor, inundarea câmpiilor litorale etc.

Ştiinţa care studiază clima este climatologia. Ea pune în evidenţă mecanismele care generează diversitatea şi repartiţia climatelor pe glob (o reţea ierarhică de la climatul global la climatele zonale, regionale, locale şi la microclimate). Climatologia este o geoştiinţă vecină cu meteorologia, de care se deosebeşte prin metode şi finalitate. Meteorologia studiază vremea. Or vremea exprimă starea atmosferei într-un spaţiu determinat şi la o dată anumită; ea este o combinaţie efemeră de elemente diverse: temperatură, presiune, umiditate, nebulozitate, precipitaţii, vânt etc.).

Clima este rezultanta interacţiunii dintre radiaţia solară, atmosferă şi suprafaţa terestră, rezultanta transferului de mase (de exemplu, prin ciclul apei), de căldură şi de energie mecanică (care se evaluează în cantitatea de mişcare) dintre atmosferă şi mediile fizice subiacente cu care aceasta vine în contact: hidrosfera (apele sub formă lichidă, apa în stare solidă - zăpada şi gheaţa), litosfera (rocile şi solurile), biosfera (în special vegetaţia), antroposfera (specia umană şi modificările provocate în mediu, cu un rol tot mai important în acest ansamblu).

Asamblajul dinamic dintre atmosferă şi mediile fizice subiacente se numeşte sistem climatic. În funcţionarea sa, circulaţia aerului joacă un rol însemnat deoarece asigură transportul de mase de aer şi atenuează dezechilibrul energetic la scară planetară.

4.2. Factorii genetici ai climei (Factorii climatogeni) 4.2.1. Radiaţia solară. Procese radiative, bilanţul radiativ Soarele - şi în foarte mică măsură stelele - constituie sursa de căldură

cosmică pentru Terra. Fluxul de energie captat de la 149.600.000 km, cât este distanţa medie Pământ - Soare, s-a dovedit suficient ca, prin interacţiune cu materia terestră, să genereze procese fizice, chimice şi biologice care să facă din cea de a treia planetă de la Soare o planetă unică, deosebită chiar şi de de vecinele ei - Venus şi Marte.

Soarele, situat în centrul sistemului Solar, concentrează 99,86% din masa totală a acestuia. Este o stea mijlocie, raza sferei solare fiind de 695.000 km. Masa Soarelui este de 2 ⋅ 1027 t. Densitatea este de 1,41 g/cm3, fiind cu 1/4 mai

vremea

radiaţia solară

sistem climatic

82

mică decât densitatea medie a Pământului, datorită stării gazoase a materiei solare. Soarele este alcătuit dintr-o parte centrală şi din atmosferă. La rândul ei, atmosfera este formată din trei straturi: fotosfera, cromosfera şi coroana solară. Interiorul Soarelui, alcătuit din hidrogen (50%), heliu (40%) şi elemente grele în starea gazoasă, se caracterizează prin densitate enormă (150.000 kg/m3), prin temperaturi extrem de ridicate (15 milioane K) şi presiuni foarte mari (100 – 200 mld. atm). De aceea, materia este în stare de plasmă. Aici au loc reacţii termonucleare (fuziune nucleară), prin care hidrogenul se transformă în heliu. Fotosfera se situează la baza atmosferei solare şi are temperatură de la 6000 la 4300 K. Porţiunile mai întunecate, care apar cu o periodicitate medie de 11 ani, se numesc "pete solare”. Luminozitatea Soarelui este de 3,9 ⋅ 1023 kw. Cromosfera, stratul care înconjoară fotosfera, are temperaturi care cresc spre exterior până la 1 milion K. Este vizibilă la eclipsele de Soare sub forma unui inel roşu. Erupţiile care au loc aici generează protuberanţele solare, fenomene cu aceleaşi cicluri regulate de 11 ani. Coroana constituie partea exterioară a atmosferei solare. Ea este vizibilă de pe Pământ în timpul eclipselor totale de Soare. Din coroană se propagă vântul solar în întregul sistem planetar (particule subatomice – electroni, protoni, nuclee de heliu – emise de Soare). Energia solară este generată de reacţiile termonucleare care au loc în

partea centrală a Soarelui. Acestea sunt responsabile de temperaturile interne şi externe atât de înalte ale sferei solare. Gazele incandescente, prin suprafaţă radiantă a Soarelui - fotosfera - emit energie în spaţiu, emit deci o radiaţie electromagnetică. Este un flux de energie într-un spectru de unde de lungimi şi frecvenţe diferite - spectrul electromagnetic al Soarelui. În procente, spectrul radiaţiei solare are următoarea alcătuire: 41% lumină vizibilă (provenită din fotosferă), 42% radiaţie infraroşu (din fotosferă), 7% raze ultraviolete apropiate (din cromosferă), 0,001% ultraviolete extreme şi raze X (din coroană).

Intensitatea radiaţiei solare transmisă în spaţiu scade invers proporţional cu pătratul distanţei până la Soare. Din energia totală emisă de Soare în timp de 1 minut, Pământul, situat la cca. 150.000.000 km, primeşte numai a 2-a miliarda parte. Este o cantitate optimă pentru a asigura baza energetică a proceselor fizice, chimice şi biologice care au loc la suprafaţa Pământului.

La limita superioară a atmosferei terestre, intensitatea radiaţiei solare este considerată a fi constantă. În legătură cu aceasta se calculează o mărime fizică numită constantă solară. Ea semnifică cantitatea de energie primită de la Soare pe o suprafaţă de 1 cm2 în timp de 1 minut, măsurată la limita superioară a atmosferei terestre perpendiculară pe direcţia de propagare a razelor solare. Valoarea constantei solare este în medie de 1,94 cal/min/cm2. Aceasta variază în cursul anului între 1,88 şi 2,01 cal/min/cm2 datorită modificării activităţii solare şi a distanţei Soare - Pământ. De asemenea, intensitatea fluxului radiant la partea superioară a atmosferei înregistrează variaţii cu o periodicitate de 11 ani în funcţie de ritmul activităţii solare. Pe de altă parte, chiar dacă energia emisă de Soare şi cea care ajunge la limita superioară a atmosferei prezintă valori aproape constante, cantitatea de energie solară care poate fi receptată de Pământ variază la scări mari ale timpului. Sunt variaţii determinate de modificarea înclinării axei polilor sau a planului eclipticii, de posibila interceptare a unor nebuloase de către sistemul solar sau de către galaxie (Calea Lactee) ori de coliziunea dintre Pământ şi alte corpuri cosmice (comete, asteroizi).

Radiaţia solară străbătând atmosfera şi atingând suprafaţa terestră suferă o serie de transformări (absorbţie, respectiv acumulare de energie, difuzie, reflexie, respectiv pierderi de energie), încât se pot determina componente radiative cu funcţii diferite (energie primită, energie pierdută, energie intrată, energie ieşită şi

constantă solară

procese

radiative

83

se poate calcula un bilanţ radiativ (caloric) pentru un interval de timp şi pentru un spaţiu anumit (inclusiv planeta în ansamblul ei). În funcţie de valorile acestuia, variabile în timp şi spaţiu, proprietăţile fizice ale aerului troposferic (temperatură, presiune, umezeală, dinamică) sunt diferite. În primul rând, temperatura aerului înregistrează un anumit regim şi o anumită distribuţie geografică. De aici determinările cauzal - corelative se ţin lanţ asupra tuturor proceselor meteorologice şi asupra climei.

a) Radiaţia solară străbate atmosfera - 42% din energia totală intrată în atmosferă se întoarce în cosmos prin

reflexie (mai ales reflexia pe “oglindă” constituită de nori); este deci albedoul1 sferei terestre;

- 15% din radiaţia solară este absorbită de atmosferă, contribuind la încălzirea acesteia. Vaporii de apă au rolul principal în captarea căldurii solare. De aceea, într-o atmosferă uscată insolaţia este mai puternică; 4% din căldura atmosferei este transmisă spre suprafaţa Pământului;

- 43% din radiaţia solară ajunge la suprafaţa terestră (radiaţie solară directă, în condiţii de cer senin; radiaţia solară difuză, în condiţii de cer noros). Încălzirea directă se numeşte insolaţie. Asocierea celor două tipuri de radiaţie constituie radiaţia solară globală. Aceasta variază în funcţie de înălţimea Soarelui deasupra orizontului (variabilă în timp de o zi şi de un an, diferită de la ecuator la poli) şi de starea atmosferei (nebulozitatea, transparenţa, etc.)

b) Radiaţia solară atinge suprafaţa terestră (43% radiaţie directă şi difuză; 4% radiaţia atmosferei). Aceasta suferă transformări prin absorbţie (acumulare), reflexie şi difuzie. Din procentul de 47%, cât reprezintă partea de energie primită de suprafaţa Pământului, 39% este transferată în atmosferă, fiind utilizată la încălzirea acesteia, iar 8% se întoarce în cosmos prin reflexie şi difuzie.

Bilanţul radiativ al Pământului (după Allix J. P., Soppelsa J.)

1 Albedoul este mărimea (A) exprimată în procente reprezentând reportul dintre radiaţia reflectată (R) şi radiaţia incidentă (Q); A=R/Q •100

albedou

radiaţie solară

globală

84

Suprafaţa terestră (continente şi oceane) este un acumulator şi emiţător de

energie mai eficace decât atmosfera. Datele prezentate demonstrează că cea mai mare parte a căldurii atmosferice provine de la căldura obscură emisă de suprafaţa Terrei. Radiaţia aerlui scade pe măsură ce altitudinea creşte. Aerul încălzit, devenit radiativ, restituie o parte din energia sa Pământului (radiaţia contrară a atmosferei), iar o altă parte spaţiului cosmic. Diferenţa dintre radiaţia terestră şi radiaţia contrară a atmosferei este radiaţia efectivă.

Aşadar, între atmosferă (troposferă) şi suprafaţa terestră se efectuează un anumit număr de transferuri de căldură. Temperatura aerului este însă sub dependenţa suprafeţei terestre (suprafaţă subiacentă, suprafaţa activă, substratum), al cărui comportament radiativ este dat de natura componentelor sale: uscaturi, oceane şi mări; câmpii, dealuri sau munţi; păduri, stepe sau deşerturi; zăpezi şi gheţari; roci şi soluri; spaţii amenajate. De aceea, proprietăţile fizice ale maselor de aer depind de natura suprafeţei subiacente.

Schimbul continuu de energie între atmosferă şi suprafaţa terestră se exprimă printr-o formulă de bilanţ (bilanţ radiativ), în care sunt luate în calcul intrările şi ieşirile de energie sau, cu alte cuvinte, radiaţiile calorice primite şi cele pierdute (cedate):

Q = (S + D + A) - (T + R), în care: Q este bilanţul radiativ, S - radiaţia solară directă, D - radiaţia

difuză a atmosferei (radiaţia contrară), T - radiaţia terestră, R - radiaţia reflectată de suprafaţa terestră.

Bilanţul radiativ în funcţie de latitudine în emisfera nordică. Media anuală a energiei radiaţiei globale (Rg) absorbite de Pământ şi atmosfera sa şi cea a radiaţiei terestre (Rt) emise spre spaţiu

(după Houghton H. G., citat de Le Coeur). Bilanţul radiativ poate fi pozitiv (excedentar), când intrările de căldură

sunt mai mari decât ieşirile. În această situaţie se produce o încălzire a aerului. Bilanţul radiativ negativ (deficitar), rezultat din valori ale ieşilor care depăşesc intrările, se traduce printr-o răcire. Bilanţul radiativ este echilibrat atunci ansamblul intrărilor este egal cu cel al ieşirilor, ceea ce înseamnă menţinerea unor valori termice constante.

Bilanţul radiativ este variabil în timp şi în spaţiul terestru. Inegalităţile în spaţiu constau în primul rând în zonalitatea latitudinală a valorilor acestuia. Faptul este determinat de diminuarea cantităţii de energie solară directă de la ecuator la poli în raport cu reducerea unghiului de incidenţă a razelor solare pe suprafaţa sferică a Pământului. Ca urmare, se conturează trei zone de căldură: o zonă

bilanţ radiativ

85

tropicală, în care bilanţul radiativ este pozitiv, două zone temperată, cu bilanţ radiativ echilibrat (0), şi două zone polare, cu bilanţ radiativ negativ. Această distribuţie zonală a căldurii la suprafaţa Terrei este mult complicată de factorii geografici, care au reacţii energetice diferite sau influenţează dinamica fluxurilor energetice. Considerăm aici repartiţia oceanelor şi continentelor, relieful (altitudinea, expoziţia şi înclinarea versanţilor), vânturile, curenţii oceanici, vegetaţia, stratul de zăpadă şi gheţarii. În legătură cu rolul energetic al oceanelor trebuie să subliniem că acestea sunt cheia esenţială a înţelegerii climatului terestru. Oceanele controlează condiţiile meteorologice, furnizând atmosferei vaporii de apă, care sunt responsabili de formarea norilor şi de producerea precipitaţiilor. Ele contribuie la transferul de căldură de la ecuator la poli, la păstrarea echilibrului caloric global. Toate aceste realităţi sunt puse în evidenţă de hărţile cu izoterme.

Variaţiile în timp ale bilanţului radiativ sunt de asemenea importante şi ele au loc pe intervale periodice de diferite mărimi (diurne, sezoniere, multianuale), condiţionate de raporturile astronomice ale Pământului cu Soarele, şi neperiodice, provocate de factori aleatori (hazarde naturale). Se admite că deficitul termic al unor perioade este compensat de excedentul altora. Astfel, frigul nopţii este compensat de căldura zilei, frigul iernii este compensat de căldura verii. De asemenea, există ani mai reci şi ani mai calzi. Se consideră că pe o perioadă de 30 ani se menţine în general o anumită stabilitate climatică, în care anii calzi echilibrează anii mai reci. Şi tot astfel, se cunoaşte că, pe perioade mai lungi, fazele de răcire generală alterează cu fazele de încălzire. De exemplu, perioada 1550 - 1850 a fost calificată “mica eră glaciară”, iar din 1850 a urmat o încălzire de ansamblu (cu unele intervale mai reci), proces care s-a intensificat în ultimele decenii datorită emisiilor artificiale de gaze cu “efect de seră”.

Izotermele medii anuale. Linia pronunţată uneşte punctele unde temperaturile medii anuale sunt cele mai ridicate. Este ecuatorul termic, care, după cum se vede nu coincide cu

ecuatorul geografic. Se observă că pornind de la ecuatorul termic, temperaturile medii anuale scad către poli. Astfel, se pot delimita zonele termice ale Globului: zona caldă (tropicală), zonele

“temperate”, zonele reci (polare) (după Allix J. P., Soppelsa J.,1981). Un bilanţ radiativ echilibrat la scară globală se realizează şi se menţine

când energia solară intrată spre planetă (atmosferă, suprafaţa terestră) este egală cu energia ieşită spre cosmos. Dezechilibrele, provocate de diferite cauze, pot

86

duce la încălzirea sau răcirea atmosferei, la schimbarea climei planetare. Încălzirea prin “efect de seră” este generată de acele gaze care se opun emisiei de raze infraroşii (calorice) spre atmosfera înaltă şi spaţiul extraatmosferic (CO2 în special).

4.2.2. Atmosfera. Circulaţia atmosferică. Modelul circulaţiei generale a

atmosferei Presiunea atmosferică este forţa cu care apasă aerul atmosferic pe unitatea

de suprafaţa orizontală. Ea este egală cu greutatea întregii coloane atmosferice în punctul de măsurare. Valoarea medie (normală) a presiunii atmosferice la nivelul mării, latitudinea de 450 şi temperatura de 00 C este egală cu greutatea unei coloane de mercur de 760 mm înălţime, adică 1013,25 mb sau 1013,25 hPa2. Aşadar, măsurătorile presiunii atmosferice efectuate în staţiile de observare sunt reduse, la nivelul mării înainte de a fi raportate pe hărţi.

Presiunea variază în funcţie de densitatea aerului şi aceasta este ea însăşi sub dependenţa temperaturii (aerul cald este mai uşor decât aerul rece) şi de conţinutul în vapori de apă (cu cât aerul este mai umed, cu atât este mai uşor, vaporii de apă având o densitate mai mică decât alţi constituenţi gazoşi.

Presiunea atmosferică prezintă o evoluţie caracteristică în altitudine şi mari variaţii la suprafaţa terestră (”la sol”). Astfel, presiunea scade cu cât altitudinea creşte, dar într-un mod regulat. Moleculele de aer se concentrează în stratele joase ale atmosferei datorită atracţiei terestre şi a compresibilităţii mediului gazos. Într-o atmosferă standard (în ipoteza unei perfecte repartiţii a masei gazelor), presiunea la câteva niveluri de referinţă se prezintă în felul următor:

0 m ....................1015 h Pa 110 m ....................1000 h Pa 1460 m ................... 850 h Pa 3000 m ................... 700 h Pa 5560 m ................... 500 h Pa După aceste norme, jumătate din masa atmosferică se găseşte sub

aproximativ 5600 m. Troposfera încorporează deci partea esenţială a masei gazoase care înconjură Pământul (80%).

Există şi excepţii de la această legitate. Mişcările verticale ale aerului generează perturbaţii în repartiţia presiunii în raport cu altitudinea. Astfel, aerul descendent, tasându-se, antrenează o creştere a presiunii la sol, în timp ce ascendenţa aerului determină un efect invers.

Presiunea atmosferică la suprafaţa Terrei prezintă variaţii importante în orice moment considerat. Distribuţia presiunii într-un spaţiu determinat se numeşte câmp baric sau relief baric. Reprezentarea cartografică a câmpului de presiune “la sol” se face cu ajutorul izobarelor (linii de egală presiune medie), ale căror echidistanţă este în general de 5 mb (h Pa) de o parte şi alta a izobarei de referinţă 1015 mb. Izobarele conturează mase de aer cu presiune ridicată şi cu presiune joasă faţă de valoarea medie de 1015 mb la nivelul mării. Aceste mase cu presiune contrastantă sunt nuclee barice responsabile de circulaţia atmosferică: centre cu presiune mai mică de 1015 mb, numite depresiuni atmosferice (cicloni), şi centre cu presiune mai mare de 1015mb, care poartă denumirea de anticicloni. Analiza presiunilor medii de ianuarie şi de iulie relevă, pentru fiecare emisferă (emisfere meteorologice diferenţiate de ecuatorul meteorologic, materializat de convergenţa intertropicală - CIT), mari ansambluri barice având,

2 Hectopascalul înlocuieşte milibarul, pentru a respecta normele sistemului internaţional de unităţi.

presiune atmosferică

câmp baric izobare

ciclon

anticiclon

87

în mare, o structură zonală. Dispozitivul acestor mari centre de presiune şi acţiune la scară planetară este următorul:

- marile presiuni polare (anticiclonii polari - mai dezvoltaţi în Antartica decât în Arctica, unde marile presiuni sunt fragmentate în multe celule;

- depresiunile subpolare (depresiunea Islandei şi depresiunea Aleutinelor); - anticiclonii subtropicali, accentuaţi pe oceane (Azore şi Sf. Elena pentru

Atlantic, largul Californiei şi Insula Paştelui pentru Pacific, Insulele Mascarine pentru Oceanul Indian);

- depresiuni uşor marcate de latitudini ecuatoriale (minima ecuatorială, calmele ecuatoriale, convergenţa intertropicală).

Acest dispozitiv general suferă câteva modificări sezoniere care apar clar în cele două luni extreme (ianuarie şi iulie), simbolizând iarna şi vara emisferei respective.

În emisfera aflată în sezonul de iarnă (ianuarie pentru emisfera boreală, iulie pentru emisfera australă), câmpul de presiune este foarte contrastant: anticiclonii, centraţi pe poli, se extind spre marginile zonelor polare; depresiunile subpolare sunt accentuate şi avansează spre latitudinile medii. Celulele de înaltă presiune se dezvoltă în Asia Centrală şi Siberia (Anticiclonul Siberian), şi în America de Nord; celulele anticiclonale subtropicale se deplasează spre ecuator.

În emisfera cu situaţie de vară (iulie pentru emisfera boreală, ianuarie pentru emisfera australă), câmpul de presiune prezintă mai puţine contraste. Mai marcante sunt atenuarea depresiunilor subpolare şi dezvoltarea anticiclonilor subtropicali pe oceane, odată cu reducere presiunii pe continente (ca în centrul Asiei).

Observaţiile arată că anticiclonii şi ciclonii sunt mai puternici şi mai frecvenţi pe oceane decât pe continente, unde ei se destramă.

dispozitiv baric zonal

circulaţie generală

a atmosferei

O hartă a câmpului baric: M – anticiclon; D – ciclon (depresiune

atmosferică).

88

Circulaţia atmosferică Inegalităţile existente în câmpul de presiune generează circulaţia aerului,

care se desfăşoară după mecanisme fizice bine cunoscute. O parte a fluidului atmosferic, excedentar în anticicloni, se deplasează spre depresiuni (cicloni), în situaţie de deficit. Astfel se formează vânturile. Viteza lor este direct proporţională cu gradientul de presiune şi cu densitatea aerului. Fluxul de aer care părăseşte anticiclonul se dirijează spre depresiune urmând linia de cea mai mare pantă izobarică (talvegul).

Rotaţia Pământului, prin efectul forţei Coriolis, este responsabilă, de devierea spre dreapta în emisfera nordică şi spre stânga în emisfera sudică a fluxului de aer.

În consecinţă, particulele de aer descriu mişcări turbionare. Pentru

emisfera boreală giraţia aerului într-un anticiclon este în sensul acelor de ceasornic, iar într-o depresiune se produce invers. Sensul acestor giraţii este totalmente opus în emisfera australă. Mai trebuie reţinut că într-un anticiclon mişcarea aerului are loc din centru spre exterior şi descendent, iar într-o

Mişcarea aerului în anticiclon şi ciclon: A – secţiune în plan orizontal (la sol); B – secţiune

în plan vertical.

Formarea vânturilor. Deplasarea orizontală a aerului (advecţia) se produce dinspre anticiclon (M), centru de presiune atmosferică mare, spre ciclon (D), centru de presiune atmosferică mică (depresiune atmosferică). În emisfera nordică, vânturile sunt deviate spre dreapta de către forţa Coriolis.

vânt talveg baric

advecţie

forţa lui

Coriollis

89

depresiune dinspre exterior spre centru (ochiul ciclonului) şi ascendent. Cum forţa lui Coriolis este proporţională cu sinusul latitudinii, ea se exprimă deplin la poli (sin 900 = 1) şi în regiunile imediat înconjurătoare, apoi scade progresiv până la ecuator, unde devine nulă (sin 00 = 0). De aceea, giraţia aerului devine imposibilă spre ecuator. Aşa se explică absenţa ciclonilor la latitudini foarte joase.

Modelele circulaţiei generale a aerului Modelele circulaţiei aerului sunt impuse de distribuţia anticiclonilor şi

depresiunilor atmosferice, de convecţia termică şi rotaţia Pământului (forţa lui Coriolis), iar complicaţiile sunt provocate de repartiţia oceanelor şi continentelor, de configuraţia reliefului.

Modelele circulaţiei aerului, care definesc vremea şi zonele climatice se derulează aproape în întregime în cei 11 km situaţi la baza atmosferei (troposfera) sau “stratul meteorologic”. Convecţia termică este limitată la acest strat al atmosferei; ea presupune ascensiunea aerului cald în stratele superioare mai reci şi coborârea aerului rece. Rezultă celule de convecţie la scară zonală, regională şi locală. Marile celule zonale sunt influenţate de rotaţia Pământului. În fiecare emisferă funcţionează câte trei celule zonale de convecţie (celule tropicale, celule temperate, celule polare). Acestea aparţin circulaţiei generale a atmosferei.

Circulaţia atmosferică generală. A – anticiclon; D – depresiune barică; CIT –

convenrgenţă intertropicală; JE – “jet” de est (din Tibet în Senegal, vara); JS – “jet stream” subtropical; JP – “jet” polar (după Le Coeur şi colab., 1996)

Din aceste celule fac parte şi vânturile zonale, fiind componentele

inferioare, paralele cu suprafaţa terestră: vânturile permanente ale zonei calde (alizeele), vânturile dominante ale zonelor temperate (vânturile de vest), vânturile dominante ale zonelor reci (vânturile de est, vânturile polare). Acestea sunt deviate lateral de forţa lui Coriolis (spre dreapta în emisfera nordică şi spre stânga în emisfera sudică), încât ele nu suflă direct de la nord spre sud sau dinspre sud spre nord.

90

Vânturile de est, propulsate de anticiclonii polari (mai bine individualizaţi în Antarctica decât în Arctica, unde sunt fragmentaţi în mai multe celule), se îndreaptă spre latitudini subpolare, unde acţionează o serie de celule de presiune joasă (depresiunea Islandeză, depresiunea Aleutinelor).

Vânturile de vest bat în două zone largi, între aproximativ 350 şi 650 latitudine nordică şi respectiv sudică, delimitate de anticiclonii subtropicali şi depresiunile subpolare. Ele se exprimă pe deplin când cele două tipuri de celule se apropie şi se centrează pe aproximativ aceeaşi longitudine.

Alizeele, cu origine în anticiclonii subtropicali, se dirijează spre talvegul ecuatorial, unde converg, fixând ecuatorul meteorologic (zona de convergenţă intertropicală). Ecuatorul meteorologic este sinuos şi mai adesea situat la nord de ecuatorul geografic, după cum sugerează formaţiunile noroase de pe imaginile furnizate de sateliţii meteorologici (METEOSAT, GEOS). El materializează frontiera dintre cele două emisfere sub raportul conţinutului lor energetic. Este evident că emisfera meteorologică australă se extinde asupra emisferei geografice boreale pentru a compensa în suprafaţă deficitul ei energetic.

Un factor de complicare, în afara forţei Coriolis, este relieful înalt. Asfel, când vânturile traversează lanţurile muntoase, ele sunt obligate să se ridice şi să se răcească, abandonând încărcătura lor de umiditate sub formă de ploaie şi zăpadă. Aşa se explică faptul că regiunile aflate la adăpostul munţilor au tendinţa de a fi mai uscate decât latitudinea lor (de exemplu, podişurile şi câmpiile din centrul Americii de Nord).

Circulaţia generală în altitudine este în egală măsură tributară câmpului de presiune, care are însă o configuraţie mai simplă decât la sol deoarece dispare influenţa substratului.

Descreştrea presiunii cu altitudinea nu este identică în orice punct al globului. Ea este mai rapidă în aerul rece şi mai lentă în aerul cald. Asfel, altitudinea unui nivel de presiune poate oscila în mod sensibil faţă de atmosfera standard. Dacă este net inferioară, aceasta semnifică o depresiune, în caz contrar, constitue un anticiclon. Se deduce astfel relaţia următoare: în altitudine aerul rece generează o depresiune, iar aerul cald un anticiclon.

La nivelul tropopauzei se dezvoltă curenţii jet, un flux tubular de aer dinspre vest, de amploare şi viteză deosebite (câteva mii de kilometri lungime, câteva sute de kilometri lăţime, câţiva kilometri grosime şi cel puţin 108 km/h) Ei acţionează pe toată calota globului terestru la nord de 200 lat. în ianuarie şi de 400 lat. în iulie. Sunt curenţii jet circumpolar şi subtropical.

Analiza separată a centrelor de acţiune şi a circulaţiei, la sol şi în altitudine, nu trebuie să ne facă să uităm că diferitele niveluri ale troposferei sunt solidare. Atmosfera este o entitate nedisociabilă, iar dinamica ei nu este decât reajustarea impusă de permanenţa dezechilibrelor barice.

4.2.3. Suprafaţa subiacentă a Terrei. Factorii geografici - Repartiţia uscaturilor mărilor şi oceanelor. Procesele radiative de

absorbţie, difuziune şi reflexie se produc în mod diferit în mediile continentale şi cele marine. Cu alte cuvinte, încălzirea şi răcirea aerului continental şi maritim se diferenţiază, încât la un moment dat, la aceeaşi latitudine, nu se înregistrează aceeaşi temperatură deasupra uscaturilor şi oceanelor.

- Relieful (dispunerea marilor trepte morfologice – în special a lanţurilor muntoase – şi raportul acestora cu circulaţia atmosferică generală; expunerea faţă de radiaţia solară; altitudinea).

alizee

vânturi de est

curenţi jet

factori geografici

vânturi de vest

91

- Circulaţia oceanică (curenţii oceanici calzi şi reci vehiculează energia calorică dintr-o parte în alta a Oceanului Planetar).

- Vegetaţia (tipul de formaţiune vegetală şi gradul de acoperire a uscaturilor)

- Stratul de zăpadă, gheaţa şi gheţarii (zăpada şi gheaţa au albedoul foarte mare).

- Componentele antropice şi activitatea economică (aşezările, infrastructura tehnico-economică, emisia de gaze cu efect de seră şi au rol distructiv asupra stratului de ozon, despăduririle, acumulările de apă etc.).

4.3. Tipuri de climă 4.3.1. Consideraţii generale

Interacţiunile atât de diferite în spaţiu dintre factorii climatogeni (radiaţia solară, circulaţia generală a atmosferei, suprafaţa fizică subiacentă, adică suprafaţa terestră) au dus la diferenţierea climei pe glob, la apariţia variatelor tipuri de climate. Raporturile astronomice dintre Pământ şi Soare sunt responsabile pentru formarea zonelor şi subzonelor climatice latitudinale (zonalitatea latitudinală a climei). Criteriul de diferenţiere a acestora este temperatura. Raporturile dintre atmosferă şi mediile fizice subiacente sunt însă responsabile de apariţia particularităţilor, anume a subdiviziunilor interne şi a singularităţilor climatice. În acest caz, criteriul de diferenţiere este în primul rând regimul pluviometric şi apoi cel termic (azonalitatea şi intrazonalitatea climei). Deci, dispozitivul climatic dominant (zonele şi tipurile zonale de climă dispuse sub formă de benzi latitudinale) suferă un decupaj secundar, în general longitudinal, prin benzi divers alungite. O astfel de structură climatică a spaţiului terestru este denumită trama climatică a globului. 4.3.2. Clasificări climatice

Clsificarea cea mai cunoscută a fost propusă în 1918 de climatologul german Wladimir Köppen (1846 - 1940). El a definit climatele tropicale, climatele aride, climatele temperate calde, climatele temperate reci, climatele polare şi climatul de munte. Considerând diferite criterii, se poate ajunge la următoarea clasificare: a) După scara spaţială - clima globală (clima Terrei în ansamblul ei) - climate zonale - climate regionale - climate locale (topoclimate) - microclimate b) După latitudine - climă ecuatorială - climă subecuatorială - climă tropicală - climă subtropicală - climă temperată - climă subpolară - climă polară c) După natura suprafeţei active - climă continentală

trama climatică

climate

92

- climă oceanică d) După altitudine (etaje climatice) - climă de munte - climă de dealuri - climă de câmpie

4.4. Trama climatică a globului Schiţa climatologică pe care o prezentăm, preluată din literatura franceză

(Le Coeur ş.a., 1996), se bazează pe o clasificare zonală care a permis să fie degajate trei mari categorii de climă, răspunzând în principal la criterii termice. Între domeniul frigului permanent şi al căldurii constante se intercalează o serie de tipuri climatice în care variaţiile sezoniere ale temperaturii sunt mai mult sau mai puţin pronunţate (zonele temperate). Diversitatea regiunilor pluviometrice a permis să se opereze cu subdiviziuni interne. De asemenea, sunt delimitate azonalităţile sau singularităţile climatice.

A. Climatele latitudinilor mari (zonele reci) Trăsătura generală a acestor climate este dominaţia frigului. Deasupra

polilor de instalează adesea presiuni înalte (anticicloni), de unde pleacă aerul rece şi uscat spre zonele subpolare (vânturile de est).

Dominaţia frigului şi permanenţa sa admit totuşi variante impuse de către diversitatea condiţiilor fizico - geografice:

- Climatul polar arctic şi variantele sale - climat polar continental (climatul Groenlandei) - climatul bazinului polar propriu - zis - clima marginilor continentale - Climatul polar antarctic şi variantele sale - climat polar continental (climatul Antarctidei) - climatul litoralului - climat subpolar oceanic (climatul regiunii subantarctice) B. Climatele latitudinilor mijlocii (zonele temperate) Centura latitudinilor mijlocii asigură în fiecare emisferă tranziţia între

zona rece şi zona caldă. Climatele temperate nu sunt dominate nici de căldurile toride, nici de

friguri aspre. Iarna este preponderent aerul polar, iar vara cel tropical. În mod comun se numeşte zona “temperată”, denumire improprie înrucât

anumite climate ce le grupează nu sunt moderate. Avem în vedere excesivitatea termică şi ariditatea tipurilor continentale de climă, violenţa averselor mediteranene etc.

Paleta climatică a acestei zone prezintă tonalităţi variate. Ea se exprimă mai pregnant în emisfera boreală şi în special în America de Nord şi în Europa, fiind mai estompată în emisfera australă, unde masele continentale se reduc considerabil de la paralela de 400.

Caracteristica principală a zonelor de la latitudinile mijlocii ale globului rezidă în jocul complex al maselor de aer tropical şi polar, al celor oceanice şi continentale.

Tipurile şi subtipurile de climat de la latitudinile medii sunt: - Climat oceanic - climat oceanic rece - climat oceanic dulce - climat semioceanic (oceanic atenuat)

zone reci

zone temperate

93

- Climat continental - climat continental moderat - climat continental pronunţat - climat continental excesiv (hipercontinental) - climat continental “oriental” (un amestec de caractere

continentale şi oceanice) - climat continental arid (Asia Centrală, Pod. Marelui Bazin) - Climat de tip “mediteranean” Replicile climatilui mediteranean nu sunt copii exacte. Toate tipurile

regionale prezintă însă câteva similitudini, acestea ţinând în mod esenţial de aşezarea geografică comună între 300 şi 400 latitudine, la joncţiunea a două mari entităţi climatice zona caldă şi zona impropriu numită “temperată”.

C. Climatele latitudinilor joase (zona caldă) Această zonă climatică este foarte vastă. Ea înconjoară globul ca o bandă

largă, axată pe ecuator şi delimitată, în fiecare zonă, de centura zonelor temperate. Limitele, fluctuante, sunt fixate de caracterele particulare ale dinamicii atmosferei. Seria anticiclonilor subtropicali formează o discontinuitate ritmică în dispozitivul circulaţiei generale. Ea constituie un fel de frontieră groasă şi discontinuă care izolează domeniul vânturilor de vest de cel al alizeelor în fiecare emisferă.

Climatele zonei calde se disting după regimul pluviometric - Climat tropical arid - climat semiarid - climat arid - climat hiperarid - Climat tropical cu sezoane alternante (cu ritm sezonier) - climat subecuatorial - climat musonic - Climat tropical umed Clima tropical umedă, asimilabilă climei ecuatoriale, se desfăşoară în

lungul unei benzi cuprinse între 8 şi 100 latitudine, de o parte şi alta a ecuatorului, în zona calmelor ecuatoriale, şi acolo unde acţionează alizeul umed (insule, coaste orientale).

Singularităţi climatice Diversitatea regimurilor pluviometrice a permis să se opereze cu

subdiviziuni interne care constrastează cu cadrul zonal descris (de exemplu, bordurile orientale şi lanţurile muntoase)

- Climatul bordurilor orientale ale continentelor Adesea este identificată în literatura geografică şi sub numele de “climat

chinez”, căci această parte a globului oferă prototipul. Este un tip de climă care se regăseşte cu nuanţe diferite între aproximativ 300-400lat. la estul continentelor american şi australian.

Acest climat, un sort oriental al tipului mediteranean, are următoarea repartiţie: estul şi sud - estul Chinei, Arhipelagul Japonez, sud - estul Australiei, estul S.U.A (300 - 400 latitudine nordică), estul Argentinei (regiunea estuarului La Plata), sud - estul Braziliei.

zona caldă

94

Zonele şi tipurile de climă (după Le Coeur şi colab., 1996). I – Climatele zonei reci: 1 –

climat polar de inlandsis, 2 – climat subpolar; II – Climatele zonei “temperate” (latitudinilor medii): 3 – climat oceanic, 4 – climat continental, 5 – climat hipercontinental (ierni glaciale), 6 – climat arid şi semiarid, 7 – climat mediteraneean; III – Climatele zonei calde: 8 – climat ecuatorial, 9 – climat cu sezoane alternante (subecuatorial şi musonic), 10 – climat tropical arid şi hiperarid, 11 – climat cu un lung sezon secetos (tip “sahelian”); IV – Climate singulare: 12 – climat de faţadă orientală (afinităţi tropicale, cu ierni relativ reci), 13 – climat de altitudine (munţi, podişuri înalte), 14 – ariile ciclonilor tropicali (frecvenţa în %).

95

- Climatele de munte Munţii generează etajarea climatică, diferenţiată în funcţie de altitudinea

pe care o au şi de aşezarea geografică în latitudine (munţii latitudinilor mari şi mijlocii, munţii intertropicali) şi în raport cu masele continentale şi cele oceanice. Asfel, altitudinea antrenează o scădere a presiunii şi a temperaturii, o diminuare a capacităţii higrometrice a aerului, o scădere a pragului de saturaţie, nebulozitate şi precipitaţii crescute. În cazul formării sezoniere sau permanente a unui strat de zăpadă şi al instaurării gheţarilor, reacţiile radiative ale acestor medii fizice accentuează răcirea aerului ambiant, deşi radiaţia solară la altitudinile mari este mai puţin filtrată şi mai intensă.

Etajarea climatică a atras după sine etajarea vegetaţiei, faunei şi solurilor, a peisajelor naturale în general.

De asemenea, lanţurile muntoase produc o diferenţiere climatică între flancurile acestora, în funcţie de orientarea faţă de circulaţia generală a aerului. Munţii reprezintă un obstacol pentru scurgerea fluxului atmosferic; de asemenea, ei pot canaliza masele de aer. Relieful muntos generează curenţi de densitate (brize), vânturi locale reci (mistralul, bora) sau calde (foenul).

5. Test de evaluare

1. Precizaţi cauzele structurării atmosferei şi denumiţi, în succesiune firească, stratele astfel formate.

2. Redaţi, prin exemple semnificative, aspecte ale interferenţei şi interacţiunii atmosferei cu celelalte învelişuri planetare (inclusiv cu antroposfera).

3. Evocaţi importanţa atmosferei şi în special a troposferei. 4. Imaginaţi-vă anumite scenarii modificând unii parametrii fizici şi chimici

ai atmosferei. 5. Definiţi noţiunile de vreme şi climă. Care este diferenţa specifică dintre

acestea? 6. Explicaţi procesele radiative care au loc în atmosferă şi pe suprafaţa activă

a Terrei. 7. Explicaţi formula de bilanţ radiativ. 8. Să se definească următorii termeni: câmp baric, ciclon (depresiune barică),

anticiclon, dispozitiv baric zonal, celulă de convecţie termică, vânturi zonale.

9. Realizaţi clasificarea tipurilor de climă aplicând mai multe criterii. 10. Redaţi schema climatică a globului. 11. Caracterizaţi tipurile de climă.

6. Bibliografie

Amat P-J., Dorize L., Le Coeur Ch., (2002), Éléments de géographie physique,

Edit. Bréal, Rosny Ciulache S., (1994), Meteorologie, climatologie, Edit. Universitară "Aragonit",

Râmnicu Vâlcea Demangeot J., (1995), Les milieux "naturels" du globe, Masson, Paris Ielenicz M. (2000), Geografie generală (Geografie fizică), Edit. Fundaţiei

“România de Mâine”, Bucureşti Loghin V., (2000), Elemente de geografie fizică, Edit. Sfinx, Târgovişte Posea Gr., Armaş I., (1998), Geografie fizică, Edit. Enciclopedică, Bucureşti

96

7. Sinteză Atmosfera este învelişul de aer al Terrei, care se desfăşoară în spaţiu până

la 10.000 – 13.000 km. Prin grosime, densitate şi compoziţie chimică, atmosfera oferă protecţie

Pământului, aceasta fiind o condiţie esenţială pentru apariţia şi evoluţia vieţii. În virtutea transferurilor de materie şi energie, atmosfera interferează şi

interacţionează cu celelalte învelişuri planetare (inclusiv cu antroposfera). din această interacţiune rezultă procese fizice care dau starea de vreme şi de climă, acestea determinând caracterele peisajelor naturale şi influenţând habitatul uman şi activităţile economice.

Atmosfera este un amestec gazos uniform până la 90 km (homosfera). Compoziţia se diferenţiază dincolo de această limită (heterosfera). Constituenţii principali din homosferă au proporţii relativ constante: azot – 78 %, oxigen – 21 %.

Din punct de vedere fizic, atmosfera are următoarea structură verticală: troposferă, stratosferă, mezosferă, ionosferă (termosferă), exosferă. Troposfera este stratul meteorologic. aici, din interacţiunea radiaţiei solare cu aerul şi suprafaţa terestră atât de divers alcătuită, au loc procesele fizice care impun vremea şi clima.

Vremea este situaţia proceselor atmosferice (temperatură, presiune, vânturi, umezeală, nebulozitate, precipitaţii) la un moment dat sau pe intervale mici de timp (ore, zile, săptămâni) într-un loc oarecare sau la scara întregului glob.

Clima reprezintă ansamblul proceselor atmosferice principale (temperatură, vânturi, precipitaţii), caracterizate prin valorile lor cele mai caracteristice (valori medii, dar şi valori extreme), aşa cum rezultă din evoluţia lor multianuală într-un loc oarecare şi pe ansamblul globului. Altfel spus, clima exprimă regimul multianual al vremii. Clima unei regiuni date este o măsură a condiţiilor meteorologice medii. Unitatea de timp standard pentru analize climatice este de 30 de ani.

Dacă vremea se caracterizează prin instabilitate (în special în zona temperată), clima prezintă o stabilitate relativă. Din cauze naturale, schimbările de climă au loc la intervale mari de timp (zeci de mii, sute de mii, milioane de ani). tendinţa actuală de încălzire mai accelerată a climei Terrei poartă în sine o cauză antropică (în special creşterea emisiei de gaze cu efect de seră).

Clima este rezultatul interacţiunii a trei categorii de factori, care sunt numiţi factori climatogeni: radiaţia solară, atmosfera şi suprafaţa subiacentă (activă) a Pământului (factorii geografici).

Toate procesele meteo-climatice sunt condiţionate de bilanţul radiativ al atmosferei şi al suprafeţei terestre, respectiv de transferul de energie dintre suprafaţa Pământului, atmosfera şi spaţiul cosmic.

Variaţiile bilanţului radiativ, spaţiale şi temporale, se traduc în variaţii de acelaşi fel ale proceselor meteo-climatice (temperatura aerului, presiune atmosferică, vânturi, umezeala aerului, precipitaţii atmosferice). De aici rezultă o mare variaţie a stărilor de vreme (inclusiv în cadrul aceluiaşi tip de climă) şi a tipurilor de climă. În dispozitivul climatic al Terrei (trama climatică) se impun legităţi precum zonalitatea, etajarea şi azonalitatea.