1.4.Structura generală a climei terestre

Pe suprafaţa globului se deosebesc 5 zone climatice:

zonă cu climă caldă

două zone cu climă temperată

două zone cu climă rece

Fiecare din aceste zone sunt subdivizate în tipuri caracteristice:

a) zona de climă caldă (30o latitudine Nordică – 30o latitudine Sudică) cuprinde tipurile de climă ecuatorială,

subecuatorială, musonică şi tropicală uscată

clima ecuatorială (5o latitudine Nordică – 5o latitudine Sudică) este caracterizată prin absenţa anotimpurilor,

temperaturi ridicate ale aerului în toată perioada anului (peste 25o C), ploi torenţiale zilnice. Zona este

caracterizată prin aşa numitele calme ecuatoriale.

clima subecuatorială (5o-12o latitudine Nordică şi 5o-12o latitudine Sudică) se află sub influenţa calmelor

ecuatorale dar şi a alizeelor. Există două anotimpuri: unul ploios corespunzător verii din emisfera

respectivă, când zona calmelor se extinde până la latitudinea de 12o şi unul secetos când bat alizeele,

corespunzător iernii din emisfera respectivă. Temperatura medie anuală este ridicată (peste 20oC).

clima musonică (tropicală-umedă) se întâlneşte în zonele de acţiune a musonilor (Asia de Sud şi Sud-Est,

ţărmul Nord-Est al Americii de Sud). Temperatura medie anuală ~20oC, existând un anotimp secetos când

bate musonul de iarnă, şi unul ploios atunci când bate musonul de vară.

clima tropicală uscată (deşertică), care se desfăşoară de-a lungul tropicelor (Tropicul Racului în emisfera

Nordică şi Tropicul Capricornului în emisfera Sudică) se caracterizează prin insuficenţa sau lipsa totală a

precipitaţiilor. Datorită absenţei norilor (nebulozitate 0), Soarele străluceşte permanent, încălzind solul până

la 60o-70oC şi, prin intermediul acestuia, aerul (atmosfera) până la temperaturi de 40o-50oC Noaptea, tot

datorită absenţei norilor şi-a vaporilor de apă, aerul se răceşte până la aproximativ 0oC

b) zona de climă temperată, (30o-60o latitudine Nordică şi Sudică) este caracterizată de existenţa a patru

anotimpuri. Se pot diferenţia anumite tipuri sau nuanţe de climă: subtropicală, temperat-oceanică, temperat-

continentală.

clima subtropicală, (30o-40o latitudine Nordică şi Sudică) se mai numeşte mediteraneeană întrucât se manifestă

în principal pe ţărmurile acestei mări. Iarna e blândă şi ploioasă, iar vara caldă şi secetoasă.

clima temperat-oceanică se întâlneşte pe ţărmurile vestice ale continentului şi mult mai rar pe anumite porţiuni

ale ţărmurilor estice. Datorită influenţei oceanelor, iernile sunt blânde şi verile răcoroase. Precipitaţii sunt

bogate, fenomenul cel mai des întâlnit fiind ceaţa.

clima temperat-continentală este prezentă în interiorul continentelor. Depărtarea faţă de ocean, face ca

volumul precipitaţiilor să fie mai mic, zonele centrale ale continentelor putând fi chiar secetoase ( Exemplu:

1

deşertul Gobi). Diferenţa de temperatură între iarnă şi vară creşte pe măsura înaintării spre interior, unde

predomină vânturi locale neregulate.

c) zona de climă rece se extinde dincolo de paralela de 60o de la această latitudine spre poli succedându-se clima

polară şi cea subpolară.

clima subpolară este caracteristică nordului Americii de Nord, şi nordului Scandinaviei şi al Siberiei regiuni

cuprinse aproximativ între 60o-66o latitudine nordică. Datorită extinderii reduse a continentelor în emisfera

sudică clima subpolară apare aici pe suprafeţe restrânse. Cea mai mare parte a precipitaţiilor este sub formă

de ninsoare, puţinele ploi căzând în timpul scurtei veri, care durează trei luni pe an.Temperatura medie

anuală oscilează în jurul valorii de 0oC, cu diferenţe mari de la iarnă la vară şi în funcţie de poziţia faţă de

ocean.

clima polară se extinde la nord şi respectiv la sud de cele două cercuri polare. Există un singur amotimp, iarna,

temperaturi medii anuale înregistrate fiind cuprinse între -30o şi -50oC. În cea mai mare parte a anului bat

vânturi puternice precipitaţiile, exclusiv sub formă de zăpadă, fiind reduse cantitativ datorită evaporării

scăzute.

Climatul alpin

În funcţie de înălţimea şi de latitudinea la care se află, munţii au mai multe tipuri de climă, etajate de la poale

spre piscuri. La poale clima este cea a latitudinii respective, iar la peste 3000 m altitudine apare zona zăpeziilor

permanente cu temperaturi medii anuale negative. (Exemplu: Pe vârful Omu, altitudine 2505 m, temperatura medie

multianuală are valoarea de -2,6 C).

2

ATMOSFERA TERESTRĂ

2.1. Trăsături generale

Deasupra continentelor şi oceanelor se află un înveliş gros, numit atmosferă, a cărui existenţă este necesară

pentru desfăşurarea vieţii pe Terra. Acest înveliş este într-o permanentă interacţiune cu relieful, cu suprafaţa

solului, a oceanelor şi a gheturilor, prin fluxuri permanente de energie şi substanţă, asigură mediul favorabil

apariţiei şi dezvoltării biosferei.

În îndelungata evoluţie a planetei noastre, atmosfera a existat încă de la început, însă avea o compoziţie

diferita faţă de cea actuală (dominau H, He, CO, NH ). Ea s-a modificat treptat prin:

pierderea în spaţiu a unor gaze uşoare (H, He);

transferul, din scoarţă, al gazelor şi vaporilor de apă, al particulelor solide fine, prin vulcanism şi prin alte

emanaţii;

consumarea CO de către plante, începand cu paleozoicul, şi fixarea lui în diferite roci carbonice;

eliberarea O de către plante, prin fotosinteză;

eliberarea de gaze, în urma impactului meteoriţilor cu scoarţa;

transferul de pulberi şi gaze prin diferite activităţi ale omului (îndeosebi în ultimul secol).

La limita inferioară a atmosferei, aerul pătrunde în scoarţă prin pori, fisuri, crăpături, excavaţii, până la

adâncimi ce variază de la câteva zeci de metri, la câteva sute de metri.

Multă vreme, învelişul gazos al Pământului nu a putut fi studiat decât până la o înălţime redusă. Aceasta avea

să crească, odată cu inventarea baloanelor-sondă, care le-au permis specialiştilor sa efectueze observaţii în zone în

care altfel nu aveau acces. Astăzi, atmosfera Terrei este supravegheată permanent de o reţea de peste 9.000 de staţii

meteorologice, de sateliţi meteorologici, de sonde şi baloane speciale, şi de sisteme perfectionate de radar. Un loc

aparte îl deţin joaca sateliţii meteorologici, graţie cărora poate fi supravegheată şi analizată întreaga planetă,

inclusiv învelişul său gazos.

2.2. Limitele şi forma atmosferei

Atmosfera este învelişul gazos al Pământului care participă odată cu acesta la mişcarea de rotaţie şi

revoluţie. Asupra atmosferei acţionează forţa de atracţie gravitaţională a Pământului care scade în raport cu

pătratul distanţei şi forţa centrifugă generată de mişcarea de rotaţie a globului, forţă care creşte proporţial cu

depărtarea de axa de rotaţie, tinzând să slăbească efectul forţei de atracţie.

Limita la care cele două forţe se echilibrează ar constitui,în mod teoretic, limita superioară a atmosferei,

situată la 28000 km deasupra Polilor şi 42 000 km deasupra Ecuatorului. În realitate moleculele, atomii şi ionii

gazelor din stratele periferice se deplasează foarte rapid, atingând viteza critică (11 km/s) la care particulele scapă

3

din câmpul de atracţie, părăsesc atmosfera şi pătrund în spaţiul interplanetar la o limită mult inferioară celei

teoretice.

Atmosfera este alcătuită din pături concentrice de aer, mai dense către suprafaţa Pământului şi mai rare în

altitudine. Astfel, 50% din masa atmosferei este concentrată sub înălţimea de 5 km, iar până la altitudinea de 30 km

este concentrată aproape întreaga atmosferă (96-97%).

Grosimea atmosferei este diferită în jurul Pământului. Grosimile mai mari se înregistrează în zona Ecuatorului, la

Poli atmosfera fiind turtită datorită mişcării de rotaţie. Atracţia exercitată de Soare şi Lună determină în masa

atmosferei mişcări de flux şi reflux (maree atmosferice) schimbând periodic dimensiunile acesteia. De asemenea,

diurn şi sezonier, dimensiunile şi forma atmosferei suferă modificări, în principal în funcţie de încălzirea şi răcirea

diferenţiată a acesteia.

Forma atmosferei este similară cu cea a Pământului(elipsoid de rotaţie), însă turtirea ei la Poli şi bombarea

la Ecuator este mai accentuată. (Exemplu: grosimea troposferei este de 9 km la poli, 11-12 km la latitudinea de

45o, 16-18 km în zona Ecuatorului).

2.3. Alcătuirea şi structura verticală a atmosferei

Atmosfera este alcatuită din diferite gaze, apă în stare de vapori şi aerosoli (cenuşi vulcanice, săruri, pulberi

etc.). Partea inferioara atmosferei, până la altitudinea de 90-100 km, este denumita homosfera, fiind relativ

omogenă în privinţa compoziţiei chimice şi a alcătuirii moleculare a gazelor ce o compun. Ponderea cea mai mare,

ca volum, este deţinută de azot (N ), cu 78,09%, si de oxigen (O ), cu 20,95%, la care se adaugă în ordine argonul

(Ar), cu 0,93%, dioxidul de carbon, neonul, heliul, hidrogenul, ozonul şi radonul.

Aceste gaze au un rol fundamental în materializarea efectului de seră (dioxidul de carbo) şi absorbţia

radiaţiilor ultraviolete (ozonul). Proporţia vaporilor de apă variază atât pe verticală (pondere mare până la 5 km şi

extrem de redusă la peste 10 km), cât şi regional (au pondere mare în regiunile ecuatorială, tropical umedă,

deasupra bazinelor oceanice, marine, lacustre, dar extrem de redusă în regiunile aride şi semi aride).

Între 100 si 750 km se extinde heterosfera, rarefiată, alcătuită din azot, oxigen şi heliu, în stare atomică, ce

tind să se stratifice în ordinea greutăţii,ă lipsei turbulenţelor.

La înălţimi mai mari de 750 km, începe exosfera, extrem de rarefiată; se face treptat trecerea spre vidul

interplanetar, în care mai „scapă” atomi de heliu si hidrogen.

Pe baza variaţiei temperaturii cu altitudinea se pot deosebi cinci strate principale, adoptate şi de către

Organizaţia Meteorologică Mondială:

4

troposfera: este primul înveliş atmosferic, aflat la suprafaţa Pământului (0-11 km); în cadrul său se

desfăşoara cea mai mare parte a interacţiunilor cu celelalte învelişuri terestre (apă, relief, sol, vieţuitoare),

precum si cvasitotalitatea activităţilor omului; concentrează peste 80% din masa atmosferei, dar şi cea mai

mare parte a vaporilor de apă şi a pulberilor atmosferice. În troposferă, temperatura scade cu un gradient de

circa 6,4 la fiecare km, până la o altitudine la care tulburenţa în atmosferă se reduce mult, în cadrul unui

strat de tranziţie numit tropopauză; aici temperaturile au valori de -70, -80C (în dreptul Ecuatorului).

stratosfera: se extinde de la nivelul tropopauzei până la circa 50 km înălţime. Până la o altitudine de 20 - 25

km, temperaturile se menţin la -50, -55C, de unde încep sa crească, ajungând spre limita superioară a

stratosferei, numită stratopauză, chiar la valori pozitive, de până la 20C.

mezosfera: se desfasoara intre 50 si 85 km si este caracterizata printr-un aer extrem de rarefiat si prin scaderea

rapida a temperaturii, care atinge -90C spre limita superioara, numita mezopauza.

termosfera: este învelişul exterior, care se extinde până la circa 800 km, şi este caracterizat printr-o rarefiere

extremă a aerului. Moleculele rare de gaze sunt disociate în atomi de radiaţiile ultraviolete şi, ca urmare,

temperaturile cresc, ajungând la 1000C spre partea superioară.

Între 60 şi 500 km se află ionosfera. În cadrul ei, absorbţia radiaţiei ultraviolete (UV) determină ionizarea

puternică a gazelor; există mai multe straturi ionizate intens, între care cele mai importante au fost notate cu literele

D, E, F şi au proprietatea de a reflecta undele radio emise de pe suprafaţa terestră, făcând posibile

telecomunicaţiile.

exosfera: peste 800 km altitudine.

După cum s-a menţionat anterior, între aceste strate se situază zone de tranziţie, şi anume:

Tropopauza;

Stratopauza;

Mezopauza;

Termopauza.

Troposfera este partea cea mai activă a atmosferei, în care este concentrată aproape întreaga cantitate de vapori

de apă. Troposfera şi stratosfera alcătuiesc atmosfera joasă, iar mezosfera, termosfera şi exosfera alcătuiesc

atmosfera înaltă.

Folosind criteriul variţiei compoziţiei chimice a gazelor atmosferice pe verticală, se pot stabili alte diviziuni ale

atmosferei:

homosfera (0-100 km altitudine), cu o compoziţie chimică omogenă (78% N, 21% O2, şi alte gaze 1%). În

homosferă, la altitudinea de 20-35 km sau chiar până la 50 km se află stratul de ozon;

heterosfera, extinsă la altitudini superioare celei de 100 km.;

exosfera.

5

DINAMICA ATMOSFEREI

3.1. Masele de aer. Definiţie şi clasificare

Analiza de amănunt a troposferei relevă faptul că, în cadrul ei se pot diferenţia volume de aer cu dimensiuni

diferite care se caracterizează, fiecare, prin anumite valori de temperatură, presiune, încarcatura de vapori de

apa, şi care au dinamica şi evoluţia distincte. Aceste volume de aer, relativ omogene, care se întind pe supraţete

de câteva mii de kilometri pătraţi şi a căror înălţime urcă de la câţiva kilometri la limita superioară a

troposferei, poartă numele de mase de aer. Caracteristicile şi le dobândesc prin contactul direct cu suprafaţa

terestră şi prin schimbul de energie între doua medii diferite.

Acest proces este puternic influenţat şi diversificat, spaţial şi temporal, de forma sferică a Pamântului, de

înclinarea axei terestre, asociată cu mişcarea de revoluţie, de faptul că suprafaţa terestră corespunde unei

asocieri de medii acvatice şi de uscat. De aici concluzia, că există un număr mare de mase de aer care se pot

diferenţia dupa criteriile:

caracteristica termică: există mase de aer cald (la tropice, la Ecuator) şi mase de aer rece (în regiunile polare

şi subpolare);

caracteristica dinamică: există mase de aer stabile, care staţionează deasupra unei regiuni geografice (la

tropice, în regiunile polare), si mase instabile, care străbat mai multe regiuni, modificându-şi relativ repede

trăsăturile (îndeosebi în zona temperată);

regiunea geografică deasupra căreia se formează: (mase arctice, mase polare, mase tropicale, mase oceanice

şi mase continentale); este criteriul cel mai des folosit, întrucât defineşte cel mai clar caracteristicile termodinamice

ale maselor de aer.

3.2. Fronturile atmosferice

Existenţa concomitentă pe suprafaţa terestră a unei multitudini de mase de aer cu proprietăţi fizice diferite face

ca între ele să se înregistreze contacte variate, ce capătă caracterul unor suprafeţe slab înclinate numite fronturi

atmosferice. În lungul acestora, mişcarea maselor, impusă de diferenţele de presiune dintre ele se realizează

diferit. De regulă, masa activă o înlocuieşte pe cea slabă, staţionară, proces în care regiunea este traversată de

frontul de aer, producându-se vânt puternic, nori, precipitaţii bogate, modificarea rapidă a temperaturii, a

umezelii etc. În interval de câteva ore, masa de aer activ o înlocuieşte pe cea staţionară, producând o modificare

radicală a valorilor elementelor meteorologice.

Cu cât diferenţele de temperatură şi umiditate dintre cele două mase sunt mai accentuate, cu atât frontul este

mai scurt, iar procesul de înlocuire a unei mase de către cealaltă este mai rapid, şi invers.

6

Se disting mai multe tipuri de fronturi de aer, cel mai frecvent fiind criteriul de

deplasare a masei active, care are un anumit potential caloric. In acest sens se separă:

fronturi reci, dezvoltate la contactul dintre masele de aer rece, care sunt active şi pătrund sub mase calde

(staţionare), pe care le dislocă. Se dezvolta la început nori cirrus, apoi cumulonimbus, ce dau precipitaţii; pe

măsura îndepărtării aerului cald de cel rece, temperatura devine tot mai scăzută.

fronturi calde, apar la contactul dintre o masă rece, staţionară şi una caldă activă. Aceasta din urmă, va urca

peste cea rece şi o va împinge concomitent. Rezultă nori cirrus, nimbus (dau precipitaţii bogate). Dupa

trecerea frontului, masa caldă domină, cerul va deveni senin, iar temperaturile vor creşte.

3.3. Formele componente ale câmpului baric

Aerul este un fluid compresibil, care exercită o presiune permanentă asupra Terrei, aceasta având la nivelul

marii valoarea de 1 kg/cm . Acest parametru este influenţat de temperatura şi de altitudine. Presiunea scade cu

altitudinea, conform unei legi logaritmice, la început mai repede şi apoi din ce în ce mai lent, datorită rarefierii

aerului. În general, în partea inferioară a troposferei, presiunea scade cu un milibar la fiecare 8 km. Presiunea

atmosferică este mai ridicată în regiunile cu temperaturi scăzute şi mai redusă acolo unde se înregistrează

temperaturi mai mari, ca urmare a diferenţelor de densitate induse.

Dezechilibrul termic şi baric determină deplasarea aerului din zonele cu presiune ridicată spre cele cu

presiune scăzută, tinzând spre o uniformizare a repartiţiei presiunii, deci spre o stare de echilibru. Repartiţia inegală

a radiaţiei solare, a cărei intensitate scade de la Ecuator spre Poli, determină o încălzire diferenţiată a suprafeţei

terestre, care atrage după sine o neuniformitate a presiunii atmosferice şi ca urmare o deplasare a aerului sub forma

vânturilor.

Valoarea presiunii scade o dată cu creşterea altitudinii. Înscriindu-se pe hartă valorile presiunii barometrice

înregistrate simultan în diferite staţii meteo se obţin izobarele. Ansamblul acestora caracterizează “relieful presiunii

barometrice” numit şi câmp baric.

Formele componente ale câmpului baric sunt:

minimele barometrice (depresiuni sau cicloni) : regiuni cu presiuni scăzute, delimitate de izobare închise, în

care presiunea scade de la periferie spre centru. Pe hărţiile sinoptice se simbolizează prin litera “D”.

maximele barometrice (anticicloni): regiuni cu presiuni ridicate, delimitate prin izobare închise în care

presiunea scade de la centru spre periferie. Se notează cu “M”

Ciclonii şi anticiclonii se mai numesc centrii de acţiune atmosferică, centrii de “joasă presiune” indică

vremea rea fiind asociaţi cu condiţii de instabilitate, înnorare sau furtună.

talvegul depresionar, care este o regiune de formă alungită cu presiune scăzută, situată între două regiuni cu

presiune mai mare.

7

dorsala anticiclonală care este o prelungire a anticiclonului cu izobare în formă de U, având în centru valori

ridicate de presiune.

şaua, care este o formaţiune barică plasată între doi cicloni şi doi anticicloni plasaţi în cruce.

În România presiunea atmosferică medie normală redusă la nivelul mării este 760 mm Hg (1012 mbari).

Gradientul baric orizontal reprezintă scăderea presiunii pe unitatea de distanţă în direcţie perpendiculară pe

izobare. Se reprezintă prin săgeţi orientate dinspre regiunea cu presiune mai ridicată spre regiunea cu presiune

scăzută.

Datorită mişcării de rotaţie, asupra deplasării aerului acţionează şi alte forţe de influenţă, şi anume: forţa

Coriolis, forţa de frecare şi forţa centrifugă.

Forţa Coriolis (forţa deviatoare a mişcării de rotaţie). Orice corp care se mişcă liber la suprafaţa Pământului suferă

o abatere spre dreapta în emisfera nordică şi spre stânga în emisfera sudică, datorită mişcării de translaţie vest-est

imprimată de rotaţia globului. Magnitudinea mişcării de translaţie depinde de latitudine.

Forţa de frecare a aerului faţă de sol se manifestă la altitudini reduse (600-800 m) tinzând să reducă viteza

vânturilor. În absenţa forţelor de frecare la altitudini mari vânturile se deplasează paralel cu izobarele. Forţa de

frecare contracarează parţial forţa coriolis împiedicând devierea completă. Vântul bate oblic faţă de izobare.

Efectul forţei centrifuge este redus, fiind de 10 până la 100 de ori mai mic comparativ cu forţa Coriolis.

3.4.Câmpul baric şi sistemul vânturilor pe care le generează

Sistemul vânturilor care se dezvoltă într-un sistem baric depinde de tipul formaţiunilor barice care le

generează. În ciclon, unde presiunea scade spre centru, vântul se propagă sub formă de spirală, orientat convergent

spre centrul ciclonului. Pe verticală, în centrul ciclonului se dezvoltă curenţi ascendenţi care favorizează

menţinerea presiunii scăzute cu tot caracterul convergent al vânturilor de la sol.

În anticiclon, în care presiunea maximă este în partea centrală, vânturile de suprafaţă se propagă sub formă

de spirală orientată spre exterior, deci rezultă vânturi divergente. Pe verticală se formează curenţi descendenţi,care

menţin presiunea ridicată la sol. Caracteristica ciclon şi anticiclon o constituie dubla lor legătură prin mişcări de aer

atât în zonele inferioare cât şi cele superioare.

Într-un talveg depresionar care este o formă alungită şi îngustă cu presiune scăzută se formează un sistem

de vânturi care converg spre axă favorizând formarea fronturilor atmosferice. Dorsala anticiclonială este o formaţie

alungită cu presiune ridicată de-a lungul axei sale,care creează la sol vânturi divergente.

Mişcările ascendente din ciclon şi talveg sunt favorabile condensării vaporilor de apă ducând la o vreme

închisă, cu precipitaţii. Curenţii descendenţi din regiunea centrală a anticiclonului şi a dorsalei anticiclonale sunt

defavorabili procesului dfe condensare, deci rezultă vreme frumoasă.

8

În şaua barometrică apar atât curenţi convergenţi, cât şi divergenţi, doar în zona centrală menţinându-se o

zonă de calm.

3.5. Vântul

3.5.1. Elementele caracteristice ale vântului

Ca element meteorologic dinamic, vântul se caracterizează prin direcţie, viteză, durata deplasării şi

structura sa.

Direcţia vântului se stabileşte în raport cu punctul cardinal dinspre care bate. În scopul indentificării

direcţiei vântului se foloseşte roza vânturilor, cu cele patru puncte cardinale şi patru, respectiv doisprezece direcţii

intercardinale, numite şi rumburi. Se mai foloseşte, în special în aeronautică, noţiunea de azimut al vântului, care

reprezintă unghiul format de direcţia vântului cu direcţia nord. Se exprimă în grade sexazecimale de la 0 o la 360o în

sensul acelor de ceasornic, 00 al sistemului fiind direcţia nord.

Determinarea direcţiei vântului se poate face prin:

procedee simple vizuale (după direcţia fumului, prafului, a unui steguleţ, etc)

pe cale instrumentală: în practica meteorologică cu ajutorul giruetei instalate la 10 m deasupra solului sau al

conului de vânt, iar pentru păturile mai înalte ale atmosferei cu baloane pilot.

Viteza vântului se exprimă în m/s sau km/h şi se determină cu anemometre cu palete, cu cupe, anmometre

electronice,velometre, etc. Pentru măsurare şi înregistrare continuă se folosesc aparate înregistratoare numite

anemografe, iar pentru măsurarea vitezei la înălţimi mari se recurge la baloane umpule cu hidrogen având o viteză

ascensională cunoscută şi care sunt urmărite cu ajutorul teodolitului.

Ulterior se calculează deriva orizontală a balonului datorită vântului, iar pentru măsurători de precizie, balonul

este dotat cu o ţintă care reflectă undele radar, astfel putând şi urmărit şi pe timp noros.

Intensitatea vântului se estimează şi în baza efectelor induse în natură, recurgându-se în acest caz la scara de

tărie a vântului Beaufort. Scara are valori de la 0 la 12 şi indică gradul de tărie şi viteza corespunzătoare în

anumite limite. (Exemplu: gradul 0 corespunde calmului, caracterizat prin ridicarea verticală a fumului şi o viteză

de 0-0,5 m/s; gradul 7 este un vânt tare care agită copaci întregi şi are o viteză între 12,5-15,2 m/s; gradul 12 este

uraganul cu o vieză de peste 29 m/s.)

3.5.2. Variaţia zilnică şi anuală a vântului

Regimul diurn al vitezei în stratele de aer din troposfera inferioară prezintă un maxim după amiază în jurul

orei 13 şi un minim noaptea, ca rezultat al mişcărilor convective şi al schimbului turbulent; în stratele superioare

sitaţia este inversă, astfel că pe măsura încălzirii aerului viteza vântului creşte, maxima înregistrându-se noaptea,

iar valoarea minimă după prânz.

Variaţia anuală a vitezei vântului depinde de caracteristicile climei şi de condiţiile locale.

9

În emisfera nordică, la latitudini medii, pe continente, viteza cea mai mică este înregistrată iarna, datorită

instalării regimului anticiclonic, iar maxima se înregistrează primăvara. Pe ţărmurile vestice ale continentelor, iarna

apar viteze maxime datorită contrastelor barice existente între ocean şi uscat, iar vara viteza este minimă.

Variaţile diurne ale direcţiei vântului, în stratele inferioare se prezintă sub forma unei rotiri în sensul acelor

de ceasornic. Astfel, la orele 20 bate dinspre nord, la 4-5 de la est, la 9 din sud, iar la 16 dinspre vest. În stratele

superioare rotirea este inversă.

Variaţia anuală a direcţiei depinde de condiţile climatice şi factori locali specifici. Astfel la Oradea, iarna

predomină vânturi din sectorul nordic şi sudic, iar vara pe axa est-vest. În zona ţărmurilor marine, iarna dinspre

uscat spre mare, vara invers.

Durata vântului este funcţie de existenţa diferenţelor de presiune. Din moment ce presiunile se egalează şi se

stabileşte un echilibru, chiar de scurtă durată, vântul încetează. În funcţie de durată există vânturi temporare şi

permanente, de scurtă şi lungă durată.

Structura vântului este o caracteristică datorată modificării în timp a vitezei şi direcţiei. După regimul

vitezei şi caracterul deplasării sale vântul poate avea structură laminară, turbulentă şi în rafale.

Vântul laminar, se manifestă când aerul se deplasează lent şi uniform, fără a-şi modifica direcţia şi intensitatea.

Vântul turbulent, la care direcţia şi intensitatea variază mult de la un moment la altul. În curenţii de aer se formează

,aleator, numeroase vârtejuri.

Vântul în rafale , când direcţia şi intensitatea variază considerabil la intervale de timp relativ scurte (5-10 minute).

3.5.3. Clasificarea vânturilor

În funcţie de modul de formare şi de caracteristicile lor, vânturile se pot grupa în trei mari categorii, şi

anume:

Vânturile circulaţiei generale ale atmosferei, care cuprind vânturile regulate ale zonei calde şi cele

dominante din zonele temperate şi polare;

Vânturile locale care pot fi periodice (musonii şi brizele) şi neperiodice (neregulate). Ultimele se subdivid

în vânturi reci (crivăţul, mistralul, bora) sau vânturi calde (sirrocu, imunul, foehnul etc);

Vânturi ciclonale şi anticiclonale, sub formă de vârtejuri puternice.

3.6.Repartiţia presiunii şi circulaţia generală a atmosferei

3.6.1.Repartiţia presiunii în troposfera inferioară

În baza analizelor hărţilor cu izobare lunare, sezoniere sau anuale, pe întreaga suprafaţă terestră se poate

evidenţia dependenţa presiunii atmosferice de latitudinea geografică, ceea ce conduce, în general, la crearea unor

zone de presiune care se succed de la Ecuator, spre cei doi poli.

10

În troposfera inferioară, în zona ecuatorială, există o fâşie de minim barometric numită talveg ecuatorial.

Spre nord şi sud presiunile cresc, atingând valorile cele mai mari în regiunile subtropicale, la 30-35o latitudine,

unde apar brâurile anticiclonale subtropicale. Acestea au origine dinamică, apărând în strânsă legătură cu presiune

scăzută, care cuprind aproximativ latitudinile medii şi până în zona arctică şi respectiv antarctică, având partea

centrală dezvoltată de-a lungul paralelei de 60o (minimele barometrice subpolare). În emisfera sudică minimul

subantarctic este mai bine dezvoltat, pe când în emisfera nordică este fragmentat de alternanţa uscatului continental

şi a bazinelor oceanice. În zona celor doi poli, unde temperaturile sunt scăzute tot timpul anului, există alţi centri de

înaltă presiune, numiţi anticicloni polari.

Aceste zone sau centuri de presiune nu sunt fixe şi nici omogene. În primul rând ele se deplasează spre nord

sau sud cu circa 5-8o, în funcţie de deplasarea Soarelui în raport cu o emisferă sau alta, iar în al doilea rând, în

cadrul acestora se dezvoltă în funcţie de sezon şi de repartiţia uscatului şi a apei, nuclee bine delimitate cu presiune

înaltă sau scăzută (cicloni sau anticicloni). Marile formaţiuni barometrice pot fi deci permanente sau sezoniere

(semipermanente).

3.6.1.1.Formaţiunile barometrice permanente

Formaţiunile barometrice permanente constau din zona minimei barometrice ecuatoriale şi a maximei

barometrice subtropicale de pe oceane, din ambele emisfere.

În cadrul maximelor barometrice se individualizează în fiecare ocean, atât în emisfera nordică cât şi în cea

sudică, câte un centru anticiclonal. În emisfera nordică apare anticiclonul Azoric din Atlanticul de nord, cu aria de

influenţă din estul Europei până în sud-estul Statelor Unite, şi care determină în mare măsură climatul

continentului european. Iniţial (acum 70-80 de ani) acestui ciclon i se atribuia o geneză exclusiv dinamică, datorită

rotaţiei Pământului şi concentrării aerului la latitudinile tropicale. Ulterior s-a acordat factorului dinamic o

importanţă secundară, rolul determinant deţinându-l factorul termic. Nici un ciclon sau anticiclon nu se menţine

mai mult de 24-48 ore, dacă în altitudine nu-i corespunde o maximă, respectiv o minimă barometrică.

Existenţa - în acest context - a formelor barice pe Oceanul Atlantic depinde de undele de căldură înregistrate în

altitudine. Ca urmare, unda caldă de 500 mb (5 km) deasupra Atlanticului de est duce la generarea anticiclonului

Azoric., iar cea rece la dispariţia lui. Anticiclonul prezintă o pulsaţie spre nord vara şi o retragere spre sud iarna, o

înaintare spre est în noiembrie, decembrie şi ianuarie când atinge dezvoltarea maximă peste vestul Europei, şi o a

doua înaintare în iunie şi iulie. O primă retragere se înregistrează în februarie-martie, iar a doua în august-

septembrie. Frecvenţa sa anuală este de 71% respectiv 259 zile.

Alte centre anticiclonale, cu influenţă şi durată de acţiune variabilă:

anticiclonul hawaian(Ocenul Pacific),în emisfera nordică, cu influenţă până la coastele vestice ale

Canadei şi SUA;

11

anticiclonul sud-indian (insulele Mauritius, lângă Madagascar), în partea sudică a oceanului Indian;

anticiclonul sud-atlantic (insula Sf. Elena);

anticiclonul sud-pacific, cu centrul în insula Paştelui.

De asemenea, în cadrul formaţiunilor barometrice permanente se includ şi minimele barometrice de pe oceane,

cum sunt:

minima Islandei, care cuprinde nordul Atlanticului influenţând clima din Marea Britanie şi peninsula

Scandinavică. Ciclonul are intensitatea maximă în perioada octombrie-decembrie. Frecvenţa anuală este

de 80%.

minima Aleutinelor, care din nordul Pacificului se resimte asupra coastelor vestice ale Canadei, cu

influenţe semnificative în Alaska.

În emisfera sudică se dezvoltă brâul de minime subpolare antarctice.

3.6.1.2.Formaţiunile barometrice semipermanente (sezoniere)

Formaţiunile barometrice sezoniere se dezvoltă pe continente, şi în funcţie de încălzirea sau răcirea

sezonieră a acestora pot fi anticicloni sau cicloni.

În emisfera nordică apar:

anticiclonul siberian (asiatic), se manifestă iarna, având centrul în zona lacului Baikal, extinzându-se spre

est până la sudul Pacificului, iar spre vest până în Alpii răsăriteni. Frecvenţa sa anuală este de 31%, adică

113 zile.

anticiclonul canadian se dezvoltă tot iarna, cu centrul în statul Manitoba, de unde pornesc vânturi

divergente spre sud şi est.

minima nord-americană, se manifestă exlusiv în perioada de vară;

minima asiatică, apare preponderent vara, în sudul peninsulei Arabiei, Iranului şi vestul Pakistanului.

În emisfera sudică, vara, pe continente se dezvoltă minime barometrice cu centrele localizate în deşerturile

Australiei Centrale, Kalahari (Botswana), Gran Chaco (America de Sud).

Alte formaţiuni barometrice cu influenţă asupra continentului european sunt:

ciclonul mediteranean, mai frecvent toamna şi primăvara, cu durata anuală de manifestare de 41%;

anticiclonul scandinav, care uneori se uneşte cu cel siberian formând un arc de mare presiune peste

nord-estul Europei. Din acest centru pornesc curenţi de aer reci, care iarna determină geruri în toată

Europa, iar primăvara şi toamna, îngheţuri târzii respectiv timpurii. Vara induce unde de răceală

însă anticiclonul scandinav nu se manifestă în fiecare an;

anticiclonul groenlandez.

Aceste formaţiuni barometrice transportă mase de aer cu caracteristici diferite. La contactul dintre două mase

de aer iau naştere fronturile atmosferice, sub forma unor linii mai mult sau mai puţin ondulate, în funcţie de gradul

12

de pătrundere al unei mase de aer în interiorul celei de sens opus. De-a lungul fronturilor tropicale, polare, arctice

sau antarctice se produc o serie de perturbaţii atmosferice, vânturi de diferite direcţii şi intensităţi însoţite de alte

fenomene meteorologice.

3.7. Circulaţia generală a atmosferei

Circulaţia generală a atmosferei, reprezintă sistemul curenţilor de aer care cuprinde întreaga atmosferă, prin

care se realizează schimburile de căldură, umiditate şi echilibrarea diferenţelor ce apar în aerul diferitelor zone ale

globului şi care stă la baza prognozelor meteorologice.

Iniţial se considera că la baza circulaţiei generale se află exclusiv distribuţia neuniformă a energiei radiante

solare în raport cu latitudinea, rezultând o repartiţie diferenţiată a temperaturii şi presiunii aerului în funcţie de

suprafaţa continentelor şi a oceanelor.

Ulterior, s-a luat în considerare mişcarea de rotaţie a Pământului şi regimul diferit al presiunii şi

temperaturii aerului în stratele superioare ale troposferei şi în atmosfera înaltă.

Pentru a înţelege mecanismul ăse roteşte Soarele. În acest caz vânturile ar urma numai direcţia gradientului

banc. La ecuator aerul încălzit se dilată şi se ridică spre verticală, la poli producându-se o contractare în urma

răcirii, rezultând mişcări descendente.

În altitudine apar vânturi orientate de la Ecuator spre poli, iar la suprafaţa terestră invers, în circuit închis.

Ca urmare a mişcării de rotaţie, a acţiunii forţelor Coriolis, centrifuge şi de frecare, circulaţia se

fragmentează în mai multe circuite.

Particulele de aer se mişcă în atmosferă după trei componente:

verticală, relativ redusă ca magnitudine;

meridiană;

zonală, indicând tendinţa de deplasare pe direcţia est-vest.

O secţiune meridiană prin atmosferă permite reprezentarea concomitentă a componentelor verticală şi

meridiană.

Între ecuator şi 30o latitudine N şi S predomină vânturile de est, la celelalte latitudini, vânturile cu componentă

vestică.

În zona ecuatorială, datorită existenţei permanente a minimei barometrice , aerul cald şi umed conduce la

crearea unor mari coloane de convecţie.

Convecţia reprezintă mişcarea verticală a aerului, produs în urma încălzirii neuniforme a scoarţei terestre, sub

influenţa radiaţiei solare. Spre nord şi sud se află zona alizeelor, între 5-12 o şi 30-40o latitudine nordică şi sudică.

Alizeele sunt deviate şi bat dinspre nord-est în emisfera nordică, alcătuind alizeul de nord-est, şi dinspre sud-est în

cea sudică unde se formează alizeul de sud-est. În zona de convergenţă ale acestora, din apropierea Ecuatorului,

diferenţele de presiune se egalizează, drept urmare aici predomină calmul ecuatorial.

13

CAPITOLUL 4

ENERGIA PROCESELOR ATMOSFERICE

Energia proceselor atmosferice, provine din trei surse distincte, prima dintre acestea având o pondere

covârşitoare, în timp ce ultimele două sunt practic neglijabile. În funcţie de scopul urmărit, ea poate fi exprimată în

calorii, ergi, joules, watt etc.

4.1. Sursele de energie

Cele trei surse de energie ale proceselor din atmosferă sunt: Soarele, nucleul fierbinte al Pământului şi

ansamblul celorlalte corpuri cereşti.

Soarele, sursa energetică primară a aproape tuturor proceselor şi fenomenelor din atmosferă, este o stea

normală, de clasă spectrală G2 (galben portocalie), având la suprafaţă temperatura de circa 6000°K, luminozitatea

de 3,826 x 106 dyne/cm2 şi acceleraţia gravitaţiei de 2,740 x 102 m/s. Diametrul său unghiular este de 31 '59", raza

de 695 990 km (de 109 ori raza Pământului), volumul de 1,4122 x 1027 m3 (de 1 301 200 ori volumul Pământului),

suprafaţa de 6,087 x 1018m2 (de 11 900 ori suprafaţa Pământului), masa de 1,991 x 1030 kg (de 330 000 ori masa

Pământului) şi densitatea medie de 1,41 g/cm3. Observaţiile spectrale au arătat că în compoziţia Soarelui intră

hidrogenul (71%), heliul (28%) şi unele elemente grele (1%). Asemeni majorităţii stelelor, Soarele emite o

cantitate de energie constantă, fără a suferi modificări de formă, adică fără a se dilata sau contracta în perioade

lungi, de ordinul miliardelor de ani. Aceasta înseamnă că între cantităţile de energie emise în spaţiu şi cele produse

în interior trebuie să existe o stare de echilibru.

Geneza energiei solare. Pentru explicarea modului în care ia naştere energia solară a fost emisă la început

ipoteza combustiei. Cercetările ulterioare au infirmat-o însă, pornind de la cunoaşterea câtorva date esenţiale

privind cantitatea energiei emise de Soare, masa şi vârsta acestuia. Măsurătorile şi calculele arată că Soarele emite

în fiecare secundă o energie echivalentă cu circa 4x1033 ergi. întrucât masa lui este de aproximativ 2x1033grame,

fiecare gram de materie solară emite o energie de 2 ergi/s.

Vârsta Soarelui fiind de peste 4,5 miliarde de ani. înseamnă că cel puţin pentru perioada respectivă, fiecare

gram de materie solară trebuia să producă o energie de 1017 ergi. În realitate, arderea unui gram din orice

combustibil, nu poate elibera o energie mai mare de 1012 ergi, ceea ce înseamnă că procesul combustiei n-ar fi

putut menţine Soarele mai mult de 3000-4000 de ani.

14

O altă ipoteză care a încercat să explice geneza energiei solare (şi stelare, în general) este 3 cea a contracţiei

gravitaţionale. Pentru Soare, energia gravitaţională pe gram de materie este de 2x1015 ergi, ceea ce justifică doar

aproximativ 30 de milioane de ani din viaţa acestuia.

Singura ipoteză în măsură să explice energia totală emisă de Soare de-a lungul întregii sale existenţe este

cea a proceselor nucleare. Energia nucleară poate fi eliberată, fie prin fisiune nucleară (elementele mai grele se

transformă în elemente mai uşoare) ca în cazul pilei atomice, fie prin fuziune nucleară (elementele mai uşoare se

transformă în elemente mai grele).

Deoarece interiorul Soarelui este sărac în elemente grele, energia lui nu poate fi datorată fisiunii.

Dimpotrivă, bogăţia în hidrogen (principalul element al materiei Universului) pe de o parte şi valorile foarte mari

ale temperaturii (15 500 000° K), densităţii (160 g/cm3) şi presiunii (3,38 x 1017 dyne/cm2) din centrul Soarelui, pe

de altă parte, determină, fără încetare, fuziunea termonucleară. În acest proces, patru nuclee de hidrogen (protoni)

cu masa de 4,032 unităţi atomice (4x1,008 = 4,032 U.A) fuzionează pentru a forma un nucleu de heliu cu masa de

4,004 unităţi atomice. Diferenţa de 0,028 unităţi atomice (4,032-4,004 = 0,028 U.A) se converteşte în energie. La

formarea fiecărui gram de heliu se eliberează aşadar o cantitate de energie care corespunde la aproximativ 0,007

grame de heliu. Introducând valoarea respectivă în relaţia stabilită de Einstein:

E = m x c2,

în care:

E este energia, m - masa, c - viteza luminii, se obţine:

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

Rezultatul obţinut explică nu numai radiaţia solară emisă constant de peste 4,5 miliarde de ani, cât a trecut

de la naşterea Soarelui, ci şi radiaţia pe care acesta o va emite în următoarele 5 miliarde de ani, cât se apreciază că

va mai dura, până când heliul însuşi va începe să fuzioneze în nuclee mai grele. Procesul respectiv de fuzionare a

heliului va determina creşterea producţiei de energie şi sporirea volumului Soarelui, care va deveni o gigantă

roşie. După cele 12 miliarde de ani, Soarele se va răci rapid, intrând în faza de pitică aibă.

Ca urmare a procesului de fuziune, a structurii şi activităţii sale, Soarele emite neîncetat şi în toate direcţiile

atât radiaţii electromagnetice, cât şi radiaţii corpusculare. Cantitatea totală de energie emisă de Soare se ridică la

5,2 x 1024 kilocalorii pe minut sau 6,15 kilowaţi pentru fiecare cm2 din suprafaţa sa.

Pământul primeşte însă numai 0,45x10-9, adică, a doua miliarda parte din cantitatea totală de energie solară,

ceea ce înseamnă că fiecărui centimetru pătrat de suprafaţă orientată perpendicular pe razele Soarelui, la limita

superioară a atmosferei, îi revin 1,95 cal/min sau 0,14000 W/ min (0,00014 kw/min).

Nucleul fierbinte al Pământului cedează atmosferei o cantitate de energie cifrată, în medie, la 0,12

cal/cm2.zi, adică de 6000 de ori mai puţin decât primeşte aceasta de la Soare.

Ansamblul celorlalte corpuri cereşti include energia reflectată a Lunii şi radiaţiile tuturor celorlalte corpuri

cereşti, cu excepţia Soarelui. Cantitatea de energie primită de la această sursă este însă neglijabilă.

15

4.2. Fluxurile de energie radiantă care străbat atmosfera

Energia pe care atmosfera o primeşte de la Soare, se propagă prin spaţiu sub forma radiaţiilor

electromagnetice şi corpusculare, ponderea acestora din urmă fiind însă mult mai redusă.

În meteorologie interesează cu precădere regiunile spectrale ultravioletă, vizibilă şi infraroşie, cărora le

corespund cele mai mari cantităţi de energie.

Regiunea radiaţiilor ultraviolete (cu lungimi de undă cuprinse între 0,01 şi 0,39 μ) este formată din raze

invizibile, cu efecte chimice pronunţate, din care cauză sunt numite şi radiaţii chimice.

Regiunea radiaţiilor vizibile (cu lungimi de undă între 0,39 şi 0,76 μ) este alcătuită din raze având cele

şapte culori ale spectrului, care dau în amestec, lumina albă.

Regiunea radiaţiilor infraroşii (cu lungimi de undă între 0,76 şi 500 μ) este constituită din raze invizibile cu

efecte calorice, motiv pentru care sunt numite şi radiaţii calorice.

Atmosfera terestră este străbătută şi de radiaţii cu lungimi mari de undă, care nu sunt emise de Soare, ci de

suprafaţa Pământului şi de aerul atmosferic însuşi. Acestea reprezintă însă, tot energie solară, chiar dacă

transformată.

Pentru o mai bună înţelegere a naturii, însuşirilor şi variaţiilor de intensitate ale energiei radiante, este

necesară cunoaşterea principalelor legi cărora aceasta li se supune: legea Kirchoff, legea Stephan-Boltzmann, legea

Wien şi legea Planck.

Pe drumul parcurs de la limita superioară a atmosferei, până la suprafaţa terestră, radiaţia solară suferă o

serie întreagă de transformări cantitative (slăbirea intensităţii ei) şi calitative. Acestea sunt datorate absorbţiei şi

difuziei pe care le exercită atmosfera asupra fluxurilor de energie ce o străbat. Intensitatea proceselor de absorbţie

şi difuzie depinde, pe de o parte, de lungimea drumului străbătut de radiaţii prin atmosferă, iar pe de altă parte, de

concentraţia vaporilor de apă şi particulelor solide şi lichide în suspensie. Absorbţia este selectivă (fiind provocată

de oxigen, ozon, bioxid de carbon şi vaporii de apă) şi globală (produsă de pulberile în suspensie), ea determinând

extincţia (slăbirea intensităţii) radiaţiei solare cu circa 17-19% din constanta solară. Difuzia (devierea repetată)

radiaţiei solare directe la trecerea prin atmosferă, poate fi moleculară şi totală, ea provocând, de asemenea,

extincţie, în proporţie de 7%.

Fluxurile radiative de undă scurtă se diferenţiază, la trecerea prin atmosferă, în: radiaţia solară directă şi

radiaţia difuză, care luate împreună, formează radiaţia globală. La şi după traversarea atmosferei, o parte din

radiaţia globală suferă fenomenul reflexiei constituind fluxul numit radiaţia reflectată.

Radiaţia solară directă (S) reprezintă fracţiunea din radiaţia solară care străbate atmosfera, ajungând

nemodificată la suprafaţa terestră sub forma unui flux de raze paralele (cu lungimi de undă cuprinse între 0,291 şi

4-5 μ). Radiaţiile cu lungimi de undă mai mici de 0,291 μ nu ajung pe Pământ din cauza absorbţiei exercitată de

16

ozon, iar cele cu lungimi de undă mai mari de 4-5 μ, din cauza absorbţiei produsă de bioxidul de carbon şi vaporii

de apă din atmosferă.

În afara atmosferei, radiaţia solară directă poartă numele de constantă solară (S0). Aceasta reprezintă

cantitatea totală de energie radiantă ce trece într-un minut printr-o suprafaţă de 1 cm2, orientată perpendicular pe

razele Soarelui şi situată în afara atmosferei terestre, la distanţa medie dintre Pământ şi 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 Waţi/cm2.

Intensitatea radiaţiei solare directe (S) variază în dependenţă de doi factori: înălţimea Soarelui deasupra orizontului

(latitudinea pentru acelaşi moment; anotimpul şi momentul zilei pentru acelaşi punct) şi transparenţa atmosferei

(umezeala aerului, nebulozitatea, concentraţia pulberilor în suspensie). Dependenţa de primul factor face ca

regimul anual al intensităţii radiaţiei solare directe (S) să prezinte valori minime în decembrie, luna solstiţiului de

iarnă, iar dependenţa de cel de-al doilea, împiedică producerea valorilor maxime în iunie, luna solstiţiului de vară

(caracterizată, pentru regiunile temperate din emisfera nordică, prin umezeală şi nebulozitate ridicate) deplasând-o

către mai şi aprilie, luni în care transparenţa atmosferei este mai ridicată.

Distribuţia teritorială este comandată de aceeaşi factori de influenţă ca şi distribuţia temporală (regimul

anual şi diurn). În linii mari, valorile fluxului respectiv scad cu creşterea latitudinii. Totuşi, umezeala şi

nebulozitatea ridicate, determină în regiunile ecuatoriale o scădere considerabilă a radiaţiei solare directe (S), în

timp ce transparenţa mare a aerului din regiunile polare provoacă creşterea radiaţiei solare directe (S). Distribuţia

verticală se caracterizează prin creşterea intensităţii radiaţiei solare directe (S) pe măsura creşterii altitudinii.

Radiaţia difuză reprezintă acea parte a radiaţiei solare, care, după ce a fost difuzată de moleculele gazelor

ce compun atmosfera şi de suspensiile din cuprinsul acesteia, ajunge la suprafaţa terestră venind din toate direcţiile.

Din această cauză a fost numită şi radiaţia difuză a bolţii cereşti (D).

Intensitatea radiaţiei difuze depinde, ca şi cea a radiaţiei solare directe, de înălţimea Soarelui deasupra

orizontului şi de transparenţa atmosferei. Valorile calculate teoretic pentru o atmosferă pură şi uscată arată că

micşorarea unghiului h0 de la 90° la 3° atrage după sine scăderea de trei ori a intensităţii radiaţiei difuze (D) şi de

35 de ori a intensităţii radiaţiei solare directe ( S'). Rezultă, aşadar, că în cazul scăderii generale a sumei D+S,

ponderea lui D creşte substanţial către înălţimile mici ale Soarelui. La răsăritul şi apusul Soarelui, cînd h0 = 0,

raportul D/S' = , ceea ce înseamnă că întreaga cantitate de radiaţii este difuză.

Pentru suprafeţele înconjurate de munţi, arbori sau clădiri înalte, intensitatea radiaţiei difuze scade direct

proporţional cu mărimea închiderii provocată de acestea. Scăderea se explică prin faptul că o parte din bolta

cerească nu mai funcţionează ca sursă de radiaţii difuze, închiderea sau deschiderea orizontului joacă un rol

important în diferenţierea cantităţilor de radiaţii difuze primite de diverse suprafeţe. Astfel, versanţii acoperiţi cu

zăpadă sau clădirile de culoare deschisă, sporesc prin reflectarea pe care o produc, intensitatea radiaţiei difuze, deşi

închid în bună măsură orizontul.

17

Latitudinal, se constată o creştere a intensităţii radiaţiei difuze pe măsura apropierii de poli. Aici valorile ei

foarte ridicate se datorează frecvenţei mari a norilor stratiformi şi albedoului ridicat al stratului de zăpadă.

Pe verticală, intensitatea radiaţiei difuze scade cu înălţimea din cauza scăderii concentraţiei particulelor

difuzante. în munţi, la nivelul zăpezilor permanente, are totuşi loc o creştere a ei, cauzată de reflectarea repetată a

razelor solare.

Radiaţia globală (Q) reprezintă suma radiaţiei solare directe şi difuze (Q = S' + D). Valorile intensităţii

radiaţiei globale se află în strânsă dependenţă de starea atmosferei şi procesele vremii. Astfel, pe timp acoperit,

când radiaţia solară directă nu poate ajunge la suprafaţa terestră, ele sunt mai reduse şi se referă numai la radiaţia

difuză.

În evoluţia ei diurnă, radiaţia globală descrie o curbă simetrică, având valori minime la răsăritul şi apusul

Soarelui şi valori maxime la amiază, când înălţimea acestuia deasupra orizontului este maximă. Regimul anual al

radiaţiei globale prezintă un minim în decembrie (luna solstiţiului de iarnă) şi un maxim în iulie. Decalarea maxi -

mului faţă de luna solstiţiului de vară, este rezultatul nebulozităţii mai accentuate a lunii iunie, care determină o

slăbire a radiaţiei solare directe şi prin aceasta, a radiaţiei globale.

Distribuţia latitudinală a radiaţiei globale pe suprafaţa terestră se caracterizează printr-o creştere treptată

dinspre poli până în regiunile tropicale şi printr-o scădere semnificativă în zona ecuatorială, unde nebulozitatea

ridicată sporeşte opacitatea atmosferei.

Radiaţia reflectată de undă scurtă (Rs) este fracţiunea din radiaţia globală incidenţă căreia suprafaţa de

incidenţă îi modifică direcţia de propagare. însuşirile de reflectare ale suprafeţei active nu se exprimă, de regulă,

prin intensitatea fluxului de radiaţii reflectate (Rs), ci printr-un raport între acesta şi radiaţia globală incidenţă (Q).

Raportul respectiv, poartă numele de albedo (A) şi se exprimă în procente (A = Rs / Q x 100). Valorile albedoului

suprafeţei terestre variază între 2 şi 95%. Majoritatea tipurilor de suprafaţă activă au valori ale albedoului care

variază între 10 şi 30 %. Cu excepţia apei zăpezii.

Reflexia este al treilea proces care diminuează radiaţia solară la trecerea prin atmosferă. Astfel, norii

reflectă în medie 24-25% din radiaţia solară incidenţă la limita superioară a atmosferei. După traversarea

atmosferei, radiaţia solară este reflectată de suprafaţa terestră în proporţie de 2-5%.

Fluxurile radiative de undă lungă sunt radiaţia terestră şi radiaţia atmosferei, a căror diferenţă constituie

radiaţia efectivă.

Radiaţia terestră (Et) este emisia neîntreruptă a suprafeţei terestre în domeniul infraroşu al spectrului.

Conform legii Stephan-Boltzmann, corectată cu coeficientul ( ) de emisie în infraroşu ( ), intensitatea

radiaţiei terestre depinde, în primul rând, de temperatura absolută a suprafeţei emisive. întrucât aceasta din urmă

depinde de intensitatea radiaţiei globale, regimurile lor diurne şi anuale sunt similare. Admiţând că însuşirea de a

emite radiaţii calorice, de undă lungă, a suprafeţei Pământului este identică cu cea a corpului negru, se poate

18

conchide că la temperatura medie de 15°C (cât are aceasta) radiaţia terestră se ridică la valoarea de 0,57 cal /cm 2,

min.

Radiaţia atmosferei (Ea) este fracţiunea îndreptată către suprafaţa terestră a radiaţiei infraroşii pe care o

emite atmosfera după ce se încălzeşte, în principal, prin absorbţia radiaţiei terestre, turbulentă, convectie etc.

Absorbţia radiaţiei calorice terestre este selectivă, ea fiind realizată cu precădere de vaporii de apă, particulele

lichide de apă, bioxidul de carbon etc. Dacă este considerată ca având aceleaşi însuşiri radiative în infraroşu ca şi

corpul negru, atmosfera, cu temperatura ei medie de 10°C, emite circa 0,42 cal/cm2, min.

Radiaţia efectivă (Eef) constituie diferenţa dintre radiaţia terestră (Et) şi radiaţia atmosferică (Ea). Ea se

exprimă prin ecuaţia: Eef = Et- Ea. Dacă se ia în considerare şi radiaţia reflectată de undă lungă (R,), ecuaţia devine:

Eef = Et- (Ea-Rl).

Valoarea medie a intensităţii radiaţiei efective variază între 0,10 şi 0,30 cal/cm 2, min. Mărimea ei depinde

de temperatura şi umezeala suprafeţei terestre, de distribuţia verticală a temperaturii şi umezelii absolute a aerului

şi de nebulozitate. Temperaturile mari ale suprafeţei terestre duc la creşterea radiaţiei efective prin sporirea

intensităţii radiaţiei terestre. Dimpotrivă, temperaturile mari ale atmosferei (inversiunile termice) duc la scăderea

radiaţiei efective, prin sporirea intensităţii radiaţiei atmosferice.

Prezenţa norilor alcătuiţi din picături fine de apa cu o mare capacitate de absorbţie şi de emisie în domeniul

infraroşu al spectrului, determină o creştere însemnată a intensităţii radiaţiei atmosferice şi implicit o reducere a

intensităţii radiaţiei efective, ceea ce protejează suprafaţa terestră de răciri excesive. în unele nopţi de iarnă, cu

cerul complet acoperit de nori stratiformi având plafonul jos, radiaţia atmosferei poate înregistra valori mai mari

decât radiaţia terestră, contribuind astfel, în mod direct, la încălzirea suprafeţei active.

Ceaţa, a cărei structură microfizică este similară cu cea a norilor, exercită asupra radiaţiei efective o

influenţă asemănătoare.

Regimul diurn al intensităţii radiaţiei efective prezintă un minim principal în intervalul dinaintea răsăritului

Soarelui, un altul imediat după apusul Soarelui şi un maxim la amiază.

În regim anual, intensitatea maximă se constată vara sau primăvara, când transparenţa aerului este mai

mare, iar cea minimă în timpul iernii, când transparenţa atmosferică este mai mică şi aportul de energie solară mai

redus.

Bilanţul radiativ al suprafeţei terestre (B) este diferenţa dintre suma tuturor fluxurilor radiative de undă

scurtă şi lungă primite şi suma fluxurilor radiative de undă scurtă şi lungă cedate de o suprafaţă oarecare. El se

diferenţiază net de la zi la noapte.

Ziua, pe timp senin, el este o ecuaţie de forma:

B = S' + D – Rs+ Es – Et- Rl

Dacă se are în vedere că S + D = Q, ecuaţia respectivă devine:

B = Q – Rs + Es – Es- Rl

19

În situaţiile sinoptice cu cer acoperit, când radiaţia solară directă nu poate ajunge la suprafaţa terestră,

ecuaţia bilanţului radiativ capătă forma: B = D – Rs+ Es – Et- Rl

Noaptea, când nu mai există radiaţii de undă scurtă (Q=0; R=0), bilanţul radiativ se constituie numai din

radiaţii de undă lungă: B = Ea – Et- Rl înlocuind separat bilanţul radiaţiilor de undă scurtă (Bs) şi al celor de undă

lungă (B1) se obţine: B = Bs- B1.

În forma sa cea mai sintetică, dar completă, bilanţul radiativ este o ecuaţie de forma:

B = Q(1-A)-Eef în care: Q este radiaţia globală; A este albedoul, exprimat prin relaţia: A= R s / Q; iar Eef-

radiaţia efectivă, exprimată prin relaţia: Eef = Et - (Ea – Rl).

Valoarea bilanţului este dependentă de înălţimea Soarelui deasupra orizontului (latitudinea, anotimp,

momentul zilei), de caracterul suprafeţei active, de opacitatea atmosferei (nebulozitatea, impurităţi în suspensie

etc.) şi de conţinutul ei în vapori de apă. în evoluţia diurnă, bilanţul radiativ este pozitiv ziua (căldura primită o

depăşeşte pe cea cedată) şi negativ noaptea (căldura cedata o depăşeşte pe cea primită). Noaptea, evoluţia bilanţului

radiativ are variaţii foarte slabe deoarece radiaţia efectivă de care depinde, nu manifestă schimbări importante. Atât

noaptea, cât şi ziua, valorile bilanţului radiativ pot înregistra oscilaţii ample determinate de variaţia nebulozităţii.

În regimul anual valorile maxime ale bilanţului radiativ se produc vara, când suma radiaţiilor primite de

suprafaţa terestră este pretutindeni mai mare decât suma celor pierdute, iar valorile minime, iarna, când suma

radiaţiilor primite este depăşită de cea a radiaţiilor cedate. Media anuală a bilanţului radiativ al suprafeţei terestre

se cifrează la 68 kcal/cm2. Ea coboară sub „0" în Antarctica (-2...-3 kcal/cm2 pe litoral şi - 7 ... -8 kcal/cm2 în

partea centrală) şi Groenlanda (-2...-3 kcal/cm2 în interior), atingând valori maxime de 120-140 kcal/cm2 în

regiunile cu climă ecuatorial-oceanică şi tropical-oceanică. La aceleaşi latitudini pe uscat, bilanţul radiativ atinge

80-100 kcal / cm2, an în zona pădurilor ecuatoriale şi 60-70 kcal /cm2, an, în Sahara. La latitudinea ţării noastre,

sumele medii anuale ale bilanţului radiativ variază între 40 şi 50 kcal /cm2.

Bilanţul radiativ al sistemului Pământ-atmosferă are o structură mai complexă decât bilanţul radiativ al

suprafeţei terestre, deoarece la traversarea atmosferei intervin procesele de absorbţie, difuzie şi reflexie. Modelul

unitar al bilanţului radiativ de undă scurtă şi lungă prezentat de H.J. Critchfield este concludent în acest sens. Din

totalul radiaţiei solare primite la limita superioară a atmosferei (100%), o fracţiune de 35% este reflectată (24% de

nori, 7% de moleculele aerului şi 4% de suprafaţa terestră), o alta de 18% este absorbită de atmosferă şi o alta de

47% traversează atmosfera (23 % sub forma radiaţiei solare directe şi 24% sub forma radiaţiei difuze), fiind

absorbită de suprafaţa terestră. Rezultă deci că sistemul Pământ-atmosferă -reflectă 35% din radiaţia primită şi

absoarbe 65%. Această din urmă fracţiune este reemisă în întregime (60% de atmosferă şi 5% de suprafaţa

terestră).

4.3. Procesele în care se consumă căldura rezultată din bilanţul radiativ

20

Suprafaţa terestră are o temperatură medie de echilibru cifrată la 15°C. În absenţa atmosferei, aceasta ar fi

de -3°C pentru globul terestru real (cu albedoul de 9%); de 4°C pentru un glob terestru acoperit în întregime cu apă

(având albedoul mediu de 5%); de - 8°C pentru un glob terestru acoperit în întregime cu zăpadă (având albedoul

mediu de 80%). Pentru ca temperatura reală de echilibru (15°C) să se menţină, este necesar ca întreaga cantitate de

căldură obţinută de suprafaţa terestră sub forma bilanţului radiativ, să fie consumată. Acest consum se realizează în

trei procese principale (încălzirea solului în adâncime, încălzirea aerului de deasupra, evaporarea apei) şi în alte trei

mai puţin importante (topirea gheţii şi zăpezii, reîncălzirea precipitaţiilor, constituirea substanţei vii), dar care nu

pot fi complet neglijate.

Deoarece, în anumite situaţii, consumurile de căldură menţionate se pot converti în aporturi, unii autori au

denumit procesele predominant consumatoare de căldură cu termenii mai cuprinzători: schimburile de căldură sau

transporturile de căldură.

Transportul căldurii în sol (Ts) se realizează între suprafaţa solului şi părţile lui mai adânci având sensuri

opuse, după cum bilanţul radiativ al suprafeţei este pozitiv sau negativ.

Fluxul de căldură îndreptat de sus în jos (pozitiv) împiedică ziua încălzirea prea puternică a suprafeţei

solului, iar cel îndreptat de jos în sus (negativ) împiedică răcirea excesivă în timpul nopţii. Gradul de încălzire a

suprafeţei solului depinde, în primul rând, de intensitatea radiaţiilor solare. Pe lîngă aceasta însă, intervin şi alţi

factori legaţi de natura şi structura solului, care, la valori identice ale intensităţii radiaţiei solare, determină încălziri

inegale pe distanţe orizontale mici. Aceşti factori sunt: coeficientul de absorbţie, căldura specifică şi

conductibilitatea calorică.

Coeficientul de absorbţie ( ) este complementul albedoului (A), valoarea lui putând fi exprimată prin

relaţia: = 1 - A. Rezultă, aşadar, că încălzirea suprafeţei solului este cu atât mai puternică cu cât coeficientul de

absorbţie este mai mare şi albedoul mai mic.

Căldura specifică sau capacitatea calorică reprezintă cantitatea de căldură necesară unui gram sau unui

centimetru cub dintr-un corp, pentru a-şi ridica temperatura cu 1°C. Când corpul respectiv este exprimat în grame,

căldura se numeşte „gravimetrică" (cal/g. grad), iar când este exprimat în cm 3, „volumetrică" (cal/cm3.grad). Între

căldura specifică volumetrică (C) şi cea gravimetrică (c) există relaţiile: C = c- şi respectiv, c = C/ , în care

este densitatea corpului considerat.

Dată fiind căldura specifică foarte mare a apei şi foarte mică a aerului, rezultă că, cu cât solul va avea mai

multă apă şi mai puţin aer, cu atât căldura lui specifică va creşte şi invers. Din această cauză, cantităţi egale de

căldură încălzesc mai puţin un sol umed (cu căldură specifică mai mare) decât unul uscat (cu căldură specifică mai

mică). Tot ca o consecinţă a căldurii specifice superioare, răcirea radiativă a solului umed este mai lentă, el

rămânând noaptea, mai cald decât cel uscat.

Conductibilitatea calorică reprezintă proprietatea corpurilor de a transmite căldura de la o moleculă la alta,

de la o particulă la alta şi de la un strat la altul. Propagarea căldurii se realizează întotdeauna dinspre părţile cu

21

temperaturi mai ridicate către cele cu temperaturi mai coborâte. Pentru exprimarea ei cantitativă a fost stabilit

coeficientul de conductibilitate calorică ( ), care reprezintă cantitatea de căldură ce trece în timp de o secunda

printr-un strat de maletie cu suprafaţa de 1 cm2 şi grosimea de 1 cm, pe direcţia normală faţă de cele două

suprafeţe limitante între care există o diferenţă termică de 1°C (cal/ cm2, s. grd.).

Pe lângă căldura specifică apreciabilă, valoarea mare a coeficientului de conductibilitate calorică face ca

ziua, căldura primită de suprafaţa solului umed, să se transmită mai rapid către stratele din adâncime, ea

încălzindu-se astfel mai puţin decât suprafaţa unui sol uscat, care având o conductibilitate calorică redusă,

acumulează în stratul superficial cea mai mare parte a căldurii primite şi se încălzeşte excesiv. Efectul conducti-

bilităţii calorice se suprapune evident efectulului îndreptat în acelaşi sens al căldurii specifice. Noaptea,

conductibilitatea calorică mare înlesneşte transmiterea căldurii dinspre stratele mai adânci ale solului umed către

suprafaţa lui, suplinind astfel o parte din căldura pierdută de acesta prin radiaţie şi făcând-o să rămână mai caldă

decât suprafaţa unui sol uscat a cărui conductibilitate calorică slabă nu permite formarea unui aflux de căldură

notabil din adâncime.

Transportul căldurii în mare (Tm) se realizează într-un mod amplu diferenţiat de cel caracteristic

pământului ferm. Desigur, conductibilitatea calorică a apei nu este prea mare (0,0015 cal/ cm2.s.grd), dar

transmiterea căldurii se face în principal prin amestecul datorat curenţilor (verticali şi orizontali) şi valurilor.

Transportul vertical al căldurii în mare/ocean se realizează pe adâncimi de ordinul sutelor de metri, spre

deosebire de cel caracteristic solului, care se limitează la adâncimi de ordinul metrilor (mai frecvent al zecilor de

centimetri). Variaţiile termice anuale dispar la adâncimi de circa 300 m, adică de 16 ori mai mari decât în cazul

pământului ferm. Din cauza căldurii specifice şi conductibilităţii calorice ridicate, a consumului mare de căldură în

procesul evaporaţiei şi a mişcărilor sale neîncetate, apa mărilor şi oceanelor se încălzeşte mai lent ziua şi vara şi se

răceşte mai greu noaptea şl iarna. Regimul termic anual al suprafeţei mării, la latitudini temperate şi polare,

înregistrează valori maxime in lunile august-septembrie şi minime în februarie -martie.

Transportul căldurii în apă are caracteristici foarte diferite când aceasta se află în stare solidă. Un prim

factor care diminuează acest transport îl constituie albedoul foarte ridicat al zăpezii (80-90 %). Acestuia i se adaugă

coeficientul mare de emisie în infraroşu (foarte apropiat de cel al corpului absolut negru, care este egal cu 1) şi

conductibilitatea calorică extrem de redusă care se datorează aerului nemişcat dintre cristalele de gheaţă.

Reflectând radiaţiile de undă scurtă şi emiţând radiaţiile de undă lungă mai puternic decât orice alt tip de

suprafaţă activă, stratul de zăpadă se răceşte extrem de rapid (frecvent cu 15-20°C într-o noapte de emisie

radiativă).

Transportul căldurii în aer (Ta) se realizează obişnuit de la suprafaţa terestră spre atmosferă prin :

conductibilitate moleculară, emisie radiativă, turbulenţă şi convecţie.

22

Conductibilitatea moleculară joacă un rol neînsemnat în încălzirea aerului din cauză că acesta are un

coeficient de conductibilitate calorică extrem de redus (0,00005 cal/cm2.s. grd.). Prin mijlocirea acestui proces,

aerul nemişcat se poate încălzi numai într-un strat cu grosimea de maximum 4 cm.

Emisia radiativă are o contribuţie mult mai mare decât conductibilitatea moleculară, fiind reprezentată prin

fluxul radiativ de undă lungă emis neîncetat de suprafaţa terestră. Acest flux este absorbit selectiv de către vaporii

de apă, bioxidul de carbon şi suspensiile din atmosferă, care se încălzeşte astfel şi emite, la rândul ei, radiaţii

calorice, în toate direcţiile, deci şi înapoi către suprafaţa terestră.

Turbulenţa reprezintă mişcările dezordonate alo aurului sub forma unor mici vârtejuri, al căror efect

principal constă în amestecul volumelor de aer cu temperaturi diferite, ceea ce implică un schimb (transport)

caloric important între suprafaţa terestră şi aerul de deasupra, precum şi între diferitele straturi de aer. Turbulenţa

poate fi generată atât de cauze termice, cât şi de cauze dinamice.

Turbulenţa termică ia naştere ca urmare a încălzirii inegale a micilor faţete şi suprafeţe orientate

diferit faţă de razele solare (faţetele granulelor de sol, fragmentelor de rocă, asperităţilor de

dimensiuni mici etc). Aerul aflat în contact cu aceste suprafeţe se încălzeşte diferit, ceea ce

determină formarea unor curenţi ascendenţi de mică intensitate deasupra suprafeţelor mai calde şi a

altora descendenţi deasupra suprafeţelor mai reci. Prezenţa turbulenţei termice este pusă în evidenţă

de tremurul contururilor obiectelor, fenomen optic datorat refracţiei diferenţiate a razelor de lumină

care străbat mediul turbulent.

Turbulenţa dinamică apare în urma interacţiunii dintre volumele de aer aflate în mişcare de-a lungul

suprafeţei terestre şi neregularităţile acesteia. Obstacolele mici (asperităţile solului, muşuroaiele,

vegetaţia ierboasă etc.) şi mari (dealurile, movilele, pădurile, construcţiile etc.) se opun deplasării

lineare a volumelor de aer, modificând în acelaşi timp şi viteza acestora. Pe lângă amestecul aerului

ce se poate resimţi pînă la înălţimi de ordinul sutelor de metri, un alt efect general al interacţiunii

amintite constă în micşorarea vitezei vântului, datorită forţei de frecare.

Convecţia este deplasarea pe verticală a volumelor de aer. Ca şi turbulenţa, ea poate fi termică sau

dinamică.

Convecţia termică reprezintă, de fapt, turbulenţa termică la scară mare. Ea apare în urma încălzirii inegale a

diferitelor compartimente relativ omogene, care alcătuiesc suprafaţa terestră (ogoare, lanuri, păduri, plăji,

mlaştini, suprafeţe acvatice, spaţii clădite etc). Prin încălzire, volumul de aer aflat în contact cu o suprafaţă

oarecare, îşi sporeşte energia cinetico-moleculară şi se dilată. în acest fel, densitatea lui devine mai mică

decât a aerului înconjurător, ceea ce determină apariţia energiei de instabilitate exprimată printr-o

acceleraţie pozitivă (mişcare ascendentă). Odată intrat în mişcare ascendentă, volumul respectiv de aer

începe să se răcească adiabatic (1°C/100 m diferenţă de nivel), până la egalizarea temperaturii sale cu cea a

23

aerului din jur. La nivelul egalizării temperaturii se egalizează şi densitatea, dispărând astfel energia de

instabilitate şi deci, şi acceleraţia pozitivă. Volumul de aer rămâne în echilibru indiferent. în compensaţie,

aerul mai rece şi mai dens de la înălţime capătă o acceleraţie negativă (mişcare descendentă) ajungând la

suprafaţa terestră unde se încălzeşte şi intră din nou în ascensiune.

Mişcările convective efectuează un transport ascendent de căldură şi prin intermediul vaporilor de apă care

se ridică odată cu aerul, eliberând căldura lor latentă de evaporare la diversele niveluri unde are loc

condensarea.

Convecţia dinamică se dezvoltă numai în situaţii speciale şi poate fi frontală sau orografică, după cum

ascensiunea aerului este determinată de o altă masă de aer (mai rece) sau de un obstacol de relief.

Convecţia termică şi dinamică reprezintă procesul cel mai important care produce schimbul (transportul) de

căldură între suprafaţa terestră şi aerul de deasupra, ca şi între diferitele straturi ale ainioi.loini, pană la limita ei

superioară. Valoarea schimbului caloric turbulent dintre suprafaţa terestră şl atmosferă este dată de cantitatea de

căldură codată sau primită de suprafaţa terestră către şi de la atmosferă. Pentru calcularea fluxurilor verticale de

căldură şi a evaporaţiei ce are loc în intervalele cu convectie ascendentă, este extrem de utilă cunoaşterea

coeficientului schimbului turbulent (St) care reprezintă cantitatea de aer, exprimată în grame, ce trece în timp de 1

secundă, printr-o secţiune de 1 cm2, pe direcţie normală.

Distribuţia verticală a temperaturii în troposferă indică o răcire treptată a aerului pe măsura creşterii

altitudinii, ca urmare a proceselor prin mijlocirea cărora se realizează schimbul de căldură între suprafaţa terestră şi

aerul de deasupra. Procesele atmosferice presupun transformări frecvente de energie, dintr-o stare în alta. Acestea

au loc în timpul absorbţiei şi transformării energiei radiante, al evaporării şi condensării, al încălzirii şi răcirii

aerului. Mişcările aerului şi schimbările stării lui, ca rezultate ale lucrului efectuai de maşina termica uriaşă care

este atmosfera, se supun legilor generale ale termodinamicii.

Primul principiu al termodinamicii arată că o cantitate de căldură (Q) transmisă unui mediu izolat oarecare

(aer) este consumată, pe de o parte, pentru creşterea energiei lui interne (dE), iar pe de alta, pentru efectuarea

lucrului (dL) necesar învingerii forţelor exterioare. El poate fi scris sub forma: dQ = dE + dL

Temperatura aerului se poate modifica nu numai printr-un aport sau pierdere de căldură (dQ), ci şi prin

variaţia presiunii exterioare (dp). Astfel, pentru aceeaşi valoare a lui dQ, temperatura creşte dacă se măreşte

presiunea exterioară (dp >0) şi scade dacă se micşorează presiunea exterioară (dp < 0). Când dQ = 0, variaţia

temperaturii depinde întru totul de modificarea presiunii. Această variaţie se numeşte adiabatică, deoarece se

produce fără schimb de căldură între sistemul dat (aerul în mişcare verticală) şi aerul din jur (în echilibru stabil).

În cazul mişcărilor verticale, valorile succesive ale temperaturii aerului pot fi determinate cu ajutorul

ecuaţiei Poisson, dacă se cunoaşte variaţia presiunii într-un proces adiabatic. Aceasta are forma :

24

în care T0 şi P0 sunt temperatura absolută şi presiunea la nivelul iniţial „0", iar Tz şi Pz - temperatura absolută şi

presiunea la nivelul final „z".

Aşa cum s-a arătat deja, o cantitate oarecare de aer în mişcare verticală îşi poate modifica temperatura fără

schimb de căldură cu aerul din jur, numai prin modificările sale de volum, sub acţiunea presiunii atmosferice

exterioare. în cazul mişcării ascendente, aerul se răceşte din cauza creşterii de volum pe care o determină scăderea

presiunii (răcire prin (destindere adiabatică, adică prin transformarea unei părţi din energia calorică a aerului

ascendent în energia cinetico-moleculară necesară învingerii presiunii atmosferice exterioare).

Dimpotrivă, în cazul mişcării descendente, aerul se încălzeşte din cauza scăderii de volum pe care o

determină creşterea presiunii (încălzire prin comprimare adiabatică, adică prin transformarea unei părţi din energia

cinetico-moleculară a aerului descendent, în energie calorică).

Pe baza ecuaţiei Poisson şi a sondajelor aerologice s-a stabilit valoarea variaţiei adiabatice a temperaturii

aerului uscat raportată la unitatea de distanţă verticală. Aceasta este constantă, se cifrează la 1°C /100 m şi poartă

numele de gradient adiabatic uscat ( ) sau gradient individual.

Spre deosebire de aceasta, gradientul termic vertical al mediului aerian care înconjoară volumul de aer în

mişcare, se numeşte gradient termic local ( ) sau gradient geometric şi poate avea valori mai mari, mai mici sau

egale (în cazuri izolate) cu cele ale lui .

Transportul căldurii în procesul evaporaţiei (Tv) este evidenţiat de faptul că din cele 110 kcal absorbite

anual de fiecare cm2 al suprafeţei terestre, 46 kcal (42 %) se consumă în procesul evaporaţiei. Acestea deoarece pe

cea mai mare parte a suprafeţei Pământului evaporarea are loc fără întrerupere, iar consumul de căldură necesar

realizării ei se ridică la 677 cal pentru un gram de gheaţă cu temperatura de 0°C, la 597 cal pentru un gram de apă

cu temperatura de 0°C şi la 580 cal pentru un gram de apă cu temperatura de 30°C. Căldura latentă de evaporare

înmagazinată în vaporii de apă ce intră în mişcare ascendentă, este eliberată la diferitele niveluri din atmosferă

unde are loc condensarea, jucând astfel un rol important în procesul transportului (schimbului turbulent de căldură

dintre suprafaţa activă şi aerul de deasupra).

Transportul căldurii in procosul topirii gheţii şi zăpezii (Tg) este important în legiunile reci şi temperate,

unde în perioada topirii zăpezii, care acoperă 37 mii km2 în emisfera nordică, se consumă zilnic 350 cal/cm2, ceea

ce face ca temperatura aerului să nu depăşească prea mult 0°C (topirea unui gram de gheaţă cu temperatura de 0°C

necesitând o cantitate de căldură de 80 cal).

Transportul căldurii în procesul (re)încălzirii precipitaţiilor (Tp) are oarecare importanţă doar în pădurile

ecuatoriale cu precipitaţii abundente în fiecare zi (în medie 11 mm/zi). Apa căzută cu 15°C este (re)încălzită până

la 27°C (media suprafeţei solului) printrun consum de căldură cifrat la 1,2 cal/ cm2.zi.

25

Transportul căldurii în procesele biologice (Tb) se referă la consumul de energie necesar constituirii

substanţei vii şi totodată, la căldura eliberată în procesele de descompunere şi respiraţie.

Bilanţul caloric al suprafeţei terestre (Bc) are forma:

Bc- B - (Ts + Ta + Tv + Tg + Tp + Tb),

în care B este bilanţul radiativ; Ts - transportul căldurii în sol; Ts -în aer; Ts - prin evaporaţie; Tg - prin

topirea gheţii şi zăpezii; Tp - prin (re)încălzirea precipitaţiilor;Tb - în procesele biologice.

Deşi uneori se convertesc în aporturi, transporturile incluse în paranteză, rămân totuşi consumuri de

căldură. Cele mai importante sunt primele trei, cu privire la ele existând de altfel şi cele mai multe date, obţinute

experimental.

În consecinţă, ecuaţia bilanţului caloric poate fi scrisă sub forma: Bc = B - (Ts+Ta+Tv).

Considerând aportul de căldură (B) ca pe primul termen al ecuaţiei, iar consumurile ca (T s+Ta+Tv ) pe cel

de-al doilea, aceasta devine: B = Ts+Ta+Tv.

Pentru suprafeţele uscate de pe care evapo-raţia lipseşte total sau este atât de mică încât poate fi omisă,

ecuaţia se simplifică şi mai mult luând forma: B = Ta.

Este evident că, în regiunile deşertice şi pe suprafeţele create artificial (pavaj, beton, asfalt etc), toată

căldura primită sub forma bilanţului (B) se consumă în procesul încălzirii aerului de deasupra (Ta). Dimpotrivă, în

cazul suprafeţelor puternic umezite, consumul principal de căldură revine procesului de evaporaţie (Tv) care duce la

scăderea temperaturii solului şi aerului de deasupra, reducând totodată şi intensitatea schimbului caloric sol-aer.

Faptul că suprafaţa terestră este în cea mai mare parte acoperită cu apă face ca procesul evaporaţiei să joace rolul

preponderent în consumarea energiei calorice rezultată din bilanţul radiativ.

CAPITOLUL 5

PROCESE DE CONDENSARE ŞI FORMARE A PRECIPITAŢIILOR

5.1.Condensarea vaporilor de apă

Condensarea vaporilor de apă reprezintă procesul de trecere a acestora din stare gazoasă în stare lichidă.

Dacă trecerea se face direct din starea gazoasă în starea solidă, procesul se numeşte sublimare. În urma condensării

26

şi sublimării vaporilor de apă, în atmosferă ia naştere toată diversitatea formelor de nori, a ceţurilor şi

precipitaţiilor. Vaporii din atmosferă se transformă în picături lichide, solide sau fulgi de zăpadă numai când la

nivelul la care se produce fenomenul s-a atins starea de saturaţie şi suprasaturaţie, simultan cu o scădere suficientă

a temperaturii. Din momentul atingerii stării de saturaţie, orice scădere de temperatură face ca surplusul de vapori

să treacă din stare lichidă sau solidă, după cum temperatura este pozitivă sau negativă.

Nucleele de condensare sunt particule materiale de diferite origini aflate în suspensie în atmosfera liberă,

ale căror proprietăţi higroscopice facilitează procesul condensării. În jurul lor se depun produsele condensării.

Nucleele de condensare ajung în atmosferă în special de pe suprafaţa terestră în urma eroziunii, acţiunii vulcanice,

a proceselor tehnologice etc. Dimensiunile lor sunt cuprinse între 5×10-6 – 5×10-3mm, iar numărul lor:

deasupra uscatului 104 – 106/cm3 aer;

deasupra norilor 400 – 1000 particule/cm3 , scădere semnificativă;

deasupra mărilor polare 2 particule/cm3;

pe oceane 1000 particule/cm3.

În ceea ce priveşte sublimarea vaporilor, particulele care facilitează acest proces, nucleele de sublimare, sunt

alcătuite din ace fine de gheaţă sau alte substanţe izomorfe, care cristalizează în mod similar ca apa (particule de

cuarţ).

5.2.Mecanismul de producere a fenomenului de condensare

Momentul începerii condensării corespunde, în general, cu iniţierea suprasaturaţiei. De la o anumită

temperatură negativă, picătura de apă din jurul nucleului îngheaţă, pe ea producându-se în continuare sublimarea.

Îngheţarea picăturilor depinde de diametrul şi natura lor fizico-chimică. Se consideră că temperatura de îngheţare

este egală cu temperatura la care se află nucleul de sublimare. Există însă o valoare a temperaturii, oscilând între -

6o şi -12oC care delimitează condensarea, de sublimare. Sub această valoare cristalele de gheaţă se formează direct

din vaporii de apă.

Procesele atmosferice prin care se realizează scăderea temperaturii necesară condensării vaporilor, se

produc în urma:

răcirii aerului prin radiaţie;

schimbului de căldură molecular sau turbulent dintre două mase de aer cu proprietăţi diferite;

dilatării adiabatice (detentei) maselor de aer aflate în deplasare verticală.

5.3.Condensarea vaporilor de apă la suprafaţa pământului

27

În nopţile senine sau cu nebulozitate redusă apar pe suprafaţa solului, vegetaţiei, clădirilor, etc. produse ale

condensării vaporilor de apă. Fenomenul se explică în principiu astfel: prin radiaţie, corpurile şi suprafeţele

respective se răcesc, micşorând treptat temperatura aerului cu care sunt în contact, până la valoarea

corespunzătoare stării de saturaţie. Când temperatura stratului de aer din vecinătatea suprafeţelor considerate este

pozitivă, depunerile vor fi lichide (rouă), iar dacă temperatura coboatră sub 0oC depunerile sunt solide (brumă,

polei, chiciură).

Alte condiţii de formare implică:

umiditate suficientă a aerului;

stare de tulburenţă redusă (fără vânt);

căldură specifică şi conductibilitate termică redusă ale suprafeţelor de formare.

Bruma apare sub forma unor cristale fine de gheaţă. Când roua sau bruma sunt abundente, nu se mai formează

ceaţa densă.

Chiciura (promoroaca) este o depunere solidă în formă de zăpadă, uneori cu structură cristalină. Se formează prin

sublimarea vaporilor de apă (chiciura cristalină) sau prin îngheţarea picăturilor de ceaţă suprarăcite ( chiciura

granulară), Chiciura se formează pe vreme liniştită, în interiorul maselor de aer umede, cu temperaturi sub 0 oC şi în

care plutesc ace fine de gheaţă.

Poleiul reprezintă fenomenul de acoperire a suprafeţelor cu un strat dens de gheaţă, în urma căderii picăturilor de

apă subrăcită (burniţă, ploaie). Se formează în perioadele reci, când într-o regiune puternic răcită anterior, pătrund

mase de aer umed, cu temperaturi între 0o şi -5oC. Venind în contact cu solul răcit, picăturile de apă îngheaţă rapid.

5.4.Ceaţa

5.4.1. Caracteristici principale

Ceaţa este formată din picături de apă sau cristale fine de gheaţă, cu dimensiuni micronice, după cum urmează:

la temperaturi pozitive: de la 1μm la 60 μm.

la temperaturi negative: 2 μm şi 5μm.

Densitatea particulelor are valori cuprinse în domeniile de mai jos:

ceaţă slabă: 50 – 100 particule/cm3 aer;

ceaţă densă: 500 – 600 particule/cm3 aer.

Umiditatea relativă a ceţii:

la temperaturi pozitive: 100%

la temperaturi negative: de obicei sub 100%.

28

Pentru ca ceaţa odată formată se se menţină, este necesară depăşirea stării de saturaţie prin:

evaporarea apei de la suprafaţa mai caldă către aerul rece;

întrepătrunderea şi amestecul a două straturi de aer;

scăderea temperaturii sub punctul de rouă.

5.4.2.Clasificarea ceţei

După condiţiile şi cauzele de formare:

cauze de ordin fizic, care au la bază modul de răcire al aerului (ceaţă de amestec, de evaporare, de

radiaţie);

cauze de ordin sinoptic, care conduc la ceţuri în interiorul aceleaşi mase de aer şi la ceţuri frontale;

cauze de ordin local: ceaţă de oraş, de munte, vale, râu etc.

Clasificarea cea mai folosită este după modul de formare:

ceaţă din interiorul aceleaşi mase de aer;

ceaţă frontală, formată în zona de amestec a două mase diferite de aer.

5.4.3.Tipuri de ceaţă din interiorul aceleaşi mase de aer

Din această grupă fac parte ceaţa de radiaţie, ceaţa de advecţie şi ceaţa advectiv-radiativă. În continuare se

va detalia doar mecanismul de formare a ceţei de radiaţie, datorită importanţei sale în poluarea atmosferică.

Ceaţa de radiaţie, tipic continentală, se formează în condiţiile care favorizează răcirea scoarţei prin

radiaţie, în condiţile existenţei unui schimb turbulent de căldură (dacă nu există vânt, răcirea se propagă într-un

strat de aer foarte subţire, rezultând roua). Ceaţa de radiaţie este însoţită întotdeauna însoţită de fenomenul de

inversiune termică, în raport cu poziţia stratului de inversiune deosebindu-se ceaţa joasă şi ceaţa înaltă de

radiaţie.Ceaţa joasă se formează în nopţile senine şi relativ calme ( când viteza vântului nu depăşeşte valoarea de

2m/s) în regim de maxim barometric (regim anticiclonic). De-a lungul văilor, unde aerul rece se infiltrează mai

uşor, ceaţa de radiaţie ia naştere şi în condiţile de calm atmosferic. Probabilitatea sa de apariţie creşte când solul

este umed, în urma evaporării temperatura sa scăzând. Formarea sa este favorizată de existenţa unui număr mare de

nuclee de condensare, aşa cum este cazul regiunilor industriale. Extinderea sa pe orizontală este de maxim 8-10 km

şi dispare după câteva ore de la răsăritul Soarelui, în cazul unui vânt de circa 6m/s.

În timpul rece, în zonele industriale, ceaţa de radiaţie poate persista zile în şir. Exemple: Donora,

Pennsylvania, SUA – 26 octombrie: ceaţa a persistat cinci zile, pe nuclee de SO2, CdO, fulor şi clor. Consecinţe:

29

600 persoane afectate dintre care 20 au murit; Londra, decembrie 1952- 4 zile cu ceaţă, gaze şi particule.

Deznodământul a fost fatal pentru 3500-4000 de oameni.

ceaţa înaltă.

Iarna, după câteva zile de radiaţie intensă a scoarţei, ceaţa joasă se poate extinde până la 200-800 m de la

nivelul solului. Sub stratul de inversiune termică umiditatea creşte şi implicit numărul nucleelor de condensare.

Aspectul este asemănător unei pânze noroase cu grosimea cuprinsă între 400-800 m, confundându-se cu norii tip

Stratus. Este un tip de ceaţă persistentă, care poate genera precipitaţii slabe sub formă de burniţă, lapoviţă sau

ninsoare.

5.4.4. Inversiunile termice

Problemele de poluare atmosferică acută sunt frecvent determinate (1 caz din 5) de aerul stagnant existent

în cazul inversiunilor termice. În stratele joase ale atmosferei temperatura scade cu altitudinea. În cazul unei

inversiuni, o masă de aer cald, aflată la înălţime, se localizează deasupra păturilor de aer mai rece existente în zona

inferioară. Majoritatea poluanţilor având densitate redusă, tind să se disperseze în straturile superioare. La

atingerea stratului de inversiune termică ascensiunea este stopată. Anumite situaţii topografice sunt în mod special

favorabile apariţiei inversiunilor termice(cazul văilor şi în special al zonelor depresionare).

5.5.Nori şi precipitaţii

5.5.1. Norii. Geneză şi particularităţi fizice

Norii reprezintă produse ale condensării sau sublimării vaporilor de apă din atmosfera liberă, alcătuint un

sistem coloidal format din picături de apă sau cristale de gheaţă aflate în suspensie la diferite înălţimi. Geneza

norilor ca şi producerea ceţii depinde de:

conţinutul de vapori de apă;

prezenţa nucleelor de condensare;

răcirea suficientă a aerului.

30

Formarea norilor depinde de atingerea stării de suprasaturaţie a aerului în vapori de apă, atunci când pe lângă

scăderea temperaturii se crează şi un aflux de umiditate ca urmare a evaporărilor mai intense de la suprafaţa

terestră. Răcirea aerului este asigurată prin radiaţie, schimb turbulent şi detentă adiabatică, rolul prodominant

avându-l curenţii ascendenţi, fie de origine termică, fie dinamică.

În constituţia norilor, picăturile de apă pot fi în stare solidă, lichidă sau mixtă. În stare lichidă picăturile se află

atât la temperaturi pozitive cât şi negative. Între -30o şi -40oC există exclusiv cristale fine de gheaţă. Între 0o şi -

30oC, norul poate cuprinde atât particule solide cât şi lichide. Raza particulelor variază considerabil în masele

noroase, în special pe verticală: de la 5-20 μm la bază, până la peste 400 μm în partea superioară a norului.

Numărul picăturilor oscilează de la 300-400/cm3 la bază, până la 100-300 la partea superioară.

Cantitatea de apă condensată pe m3 este:

în medie 0,2-0,4g;

în partea centrală 2g;

în norii puternic dezvoltaţi 4-5g.

Gradul de acoperire a cerului cu nori, la un moment dat se numeşte nebulozitate.

5.5.2. Clasificarea norilor

după formă sau aspectul exterior (criteriul morfologic):

nori în formă de grămezi izolate (Cumulus – Cu);

nori în formă de grămezi compacte, cu aspect de valuri (Stratocumulus – Sc);

nori sub formă de pânză continuă (Stratus – St).

funcţie de înălţime:

nori superiori, Cirrus (Ci), Cirrocumulus (Cc) şi Cirrostratus (Cs);

nori mijlocii, Altocumulus (Ac);

nori inferiori, Stratocumulus şi Stratus;

nori de dezvoltare verticală, Cumulus şi Cumulorimbus (Cb).

Tabelul 5.1. Variaţia plafonului norilor în funcţie de altitudine

Familia norilor Regiuni populate Regiuni temperate Regiuni tropicale

superiori 3-8 km 5-13 km 6-18 km

mijlocii 2-4 km 2-7 km 2-8 km

inferiori nivel suprafaţă →2 km nivel suprafaţă→2 km nivel suprafaţă→2 km

nori de dezvoltare verticală

de la plafonul norilor

inferiori, până la cel al norilor

superiori

de la plafonul norilor inferiori,

până la cel al norilor superiori

de la plafonul norilor inferiori,

până la cel al norilor superiori

după geneză:

31

nori de convecţie termică;

nori frontali;

nori care apar în urma mişcărilor ondulatorii;

nori de turbulenţă;

nori rezultaţi în urma răcirii prin radiaţie.

după structura fizică:

nori alcătuiţi din particule lichide;

nori alcătuiţi din particule solide;

nori cu constituţie mixtă.

5.5.3. Condiţiile de formare a norilor

1. Nori de convecţie termică: apar în urma mişcării ascendente a aerului umed. Dacă nivelul de convecţie

(înălţimea la care se opreşte mişcarea ascendentă a aerului) depăşeşte nivelul de condensare, se realizează

condiţiile de apariţie a acestei categorii de nori, care se înglobează în familia norilor de dezvoltare verticală.

2. Nori frontali.

Masele de aer cald pot fi antrenate într-o mişcare ascendentă pe panta care le separă de aerul rece, atingând şi

depăşind nivelul de condensare. Rezultă mase noroase care aparţin celor mai variabile forme. După natura masei de

aer care se deplasează mai rapid se pot întâlnii două situaţii principale:

norii frontului cald: în acest caz aerul cald se deplasează mai rapid decât aerul cald din faţa sa, care se

retrage mai încet. Ia naştere un sistem noros a căror lăţime poate să atingă 800-900 km, iar forma norilor

reprezintă o trecere continuă de la Cirrus la Stratus.

norii frontului rece: aerul cald aflat în faţa masei de aer rece are o mişcare puternică de alunecare

ascendentă pe suprafeţe de saturaţie care pot fi line sau foarte abrupte. În cazul frontului rece predomină

norii tip Cumulus.

3. Norii care apar în urma mişcărilor ondulatorii: iau naştere sub stratul de inversiune termică, unde aerul devine

saturat.

4. Norii de turbulenţă: apar în masele cu umezeală mare, care ajungând pe uscat sunt supuse mişcărilor turbulente

şi reţinute sub stratul de inversiune, unde apar formaţii noroase tip Stratus sau Stratocumulus.

5. Norii rezultaţi în urma răcirii prin radiaţie: în anotimpul rece, în urma răcirii nocturne, sub stratul de

inversiune apare datorită radiaţiei o pânză continuă de nori Stratus.

32

5.6. Precipitaţii atmosferice

5.6.1.Mecanismul formării precipitaţiilor

Norii alcătuiesc un sistem coloidal şi dacă produsele condensării plutesc în cuprinsul norului, sistemul este

stabil, cad doar precipitaţii slabe, când tulburenţa este accentuată.

a) Formarea precipitaţiilor din nori cu particule lichide

Datorită mişcărilor verticale, în norii Cumulus sunt întrunite condiţiile de creştere a diametrului picăturilor. În

cădere, picăturile sunt pulverizate, majoritatea nemaiajungând la baza norului. Din aceşti nori, la latitudini medii

nu cad pe pământ decât picăturile cu raza mai mare de 3 mm. În regiunile tropicale, norii Cumulus ajung până la

altitudini de 8-10 km, fără ca vârfurile lor să îngheţe, de unde rezultă ploi abundente.

b) Formarea precipitaţiilor din nori alcătuiţi din particule solide

Condiţiile creşterii diametrului picăturilor sunt mai favorabile întrucât:

se atinge o stare de suprasaturaţie mai accentuată;

cristalele de gheaţă au suprafaţa mai mare, captând picături din zona inferioară.

c) Formarea picăturilor din norii cu structură mixtă

În zonele temperate, precipitaţii abundente cad din norii Cumulonimbus şi Nimbostratus cu structură mixtă.

Prin ascensiunea verticală, norul atinge nivelul cristalelor de gheaţă (5-6 km altitudine, vara). În anotimpul rece

acest nivel coboară mult.

Picăturile de apă pot rămâne în stare de suprarăcire chiar la temperaturi mai mici de -20oC. prin apariţia fazei solide

echilibrul coloidal al norului se strică, deoarece vaporii de apă sublimează pe cristalele de gheaţă, formându-se

fulgii de zăpadă.

5.6.2. Clasificarea precipitaţiilor

Precipitaţii continue

cad din norii Altocumulus şi Nimbostratus;

au durată mare;

sunt caracteristice fronturilor calde.

Aversele

cad din norii Cumulonimbus

intensitate mare, încep brusc, durează puţin;

apar în urma mişcărilor puternice de convecţie;

picăturile sunt mult mai mari decât în precipitaţiile continue, uneori apare grindina.

Burniţele

33

cad din norii Stratus şi Stratocumulus;

se produc în interiorul maselor de aer stabile şi omogene.

5.6.3. Furtunile, ciclonii şi tornadele ca fenomene meteorologice de risc socio-economic

a) Furtunile din zonele temperate: se manifestă printr-o dinamică ascendentă a curenţiilor de aer, în care sunt

asociaţi şi nori de ploaie de tip Cumulonimbus. Furtuna este însoţită de fulgere şi trăsnete, iar ploaia este de scurtă

durată. Ea are trei faze evolutive:

stadiul primar, se manifestă printr-un curent de aer ascendent (vânt vertical), cu viteze de până la 200 km/h.

stadiul secundar, în care ploaia crează un curent descendent prin frecarea picăturilor de apă cu aerul, care

se răceşte brusc.

stadiul terţiar (de disipare), în care curentul descendent se stinge treptat prin împrăştiere în straturile

inferioare ale atmosferei.

Aceste furtuni sunt frecvente vara, mai ales în după-amiezile ce urmează zilelor foarte călduroase, putând provoca

pagube semnificative (distrugerea recoltelor, construcţiilor, victime umane etc.).

b) Furtunile din zonele aride şi semiaride: sunt prezente în anotimpurile uscate, manifestându-se prin vânturi

puternice şi tulburenţe ce ridică în aer mari cantităţi de praf, formând nori denşi, motiv pentru care se mai numesc

şi furtuni de praf (dust storm). Se produc atât în spaţiile deşertice şi semideşertice, cât şi în zonele în care stratul de

praf ia forma unui nor întunecat ce se ridică până la câţiva mii de metri altitudine, în interiorul căruia vizibilitatea

este redusă la câţiva metri. S-a estimat că 1 km3 de aer din furtună poate conţine 875 tone de praf în suspensie.

O furtună de praf cu diametrul de 500 km poate transporta peste 90 milioane tone de praf. Praful poate parcurge

distanţe de până la 4000 km. Uneori, praful conţine şi sare, cum este cel antrenat în zona lacului Aral, care este

reperat şi în Bielorusia şi Ţările Baltice.

Vulcanii eliberează şi ei mari cantităţi de praf foarte fin. Cunoscutele erupţii ale vulcanului Krakatao din 1983, au

generat o imensă cantitate de praf care a intrat în circulaţia globală a maselor de aer, praful fiind semnalat şi în

insulele britanice (apusurile viu colorate de la Chelsea) – fenomenul de opacitate. Furtunile de praf deplasează

cantităţi enorme de nisip, săruri şi pulberi în zonele agricole şi de habitat unde pot produce mari pagube, afectând

şi sănătatea oamenilor.

c) Ciclonii tropicali: cunoscuţi şi ca uragane sau taifunuri, sunt printre cele mai distrugătoare fenomene

meteorologice. Se formează deasupra oceanelor, între 8o şi 20o latitudine nordică şi sudică, dar nu în apropiere de

ecuator. Sursa energetică generatoare o reprezintă temperatura ridicată de la suprafaţa apelor oceanice, care

predispune la instabilitate atmosferică. Odată generată, instabilitatea (turbismul) porneşte spre vest şi spre pol prin

coridorul alizeic, pătrunzând adânc în zona vânturilor de vest.

34

Ciclonul este un centru de presiune joasă (950 mb) circular , cu diametrul de 150-500 km, în care vânturile

pătrund cu viteze ce pot depăşi 200 km/h, fiind asociat cu precipitaţii extrem de abundente.Zilele cu cicloni

debutează prin calm atmosferic, cu presiune normală, cer relativ senin, presărat cu dâre lungi de nori albicioşi (de

tip Cirrus). Apoi norii iau un aspect voalat, la apusul Soarelui devenind roşiatici. Presiunea scade brusc şi se

apropie un perete de nor întunecat şi o furtună puternică care durează câteva

ore. Urmează un calm total şi înseninarea cerului. După circa o jumătate de oră apare din

nou „peretele” întunecat cu vânturi puternice şi ploi în exces, sensul de rotaţie a

vânturilor fiind, de această dată, invers celui iniţial. Furtuna se desfăşoară timp de câteva ore, apoi scade treptat în

intensitate.

Repartizarea pe glob a ciclonilor este limitată la 6 regiuni:

Golful Mexic, Marea Caraibilor, indiile de Vest;

Partea vestică a Pacificului de nord (Filipine, Arhipelagul Japonez, Marea Chinei);

Golful Bengal şi Marea Arabiei;

Regiunea Pacificului de est din largul coastelor Mexicului şi Americii Centrale;

Sudul Oceanului Indian, în largul Magadascarului;

Vestul Pacificului de sud (insulele Samoa şi Fidji şi coasta răsăriteană a Australiei).

Ciclonii din emisfera nordică sunt activi în perioada mai-noiembrie, iar cei din emisfera sudică în octombrie-

aprilie.

Exemple de cicloni cu efecte distructive asupra navigaţiei, a insulelor şi a regiunilor de coastă.

- 1780 – insulele Babados: 6000 victime;

- 1990 – Golful Mexic (Galveston, Texas): 8000 victime;

- 1970 – Bangladeş: 200 000 victime;

- 1980-1990 – „El Nino”: 23 000 victime şi pagube de peste 7 miliarde de dolari.

d) Tornadele – sunt cele mai mici, dar cele mai violente furtuni. Tornada este un ciclon mic, dar intens, în care

aerul se învârte în spirală cu viteze extrem de mari. Are aspectul unui nor întunecat în formă de pâlnie suspendată

sub un nor gros. La suprafaţa terenului, pâlnia poate avea un diametru de 90-450 m. Viteza vântului în tornadă

depăşeşte 800 km/h, în interiorul ei manifestându-se şi un puternic curent ascendent. În centru, presiunea este

foarte scăzută, astfel încât tornada „funcţionează” ca un adevărat aspirator. Deşi se produc în numeroase regiuni

tropicale şi subtropicale, tornadele cu cea mai mare intensitate iau naştere în bazinul Mississippi.

35