Curs 08 Factorii Modificatori Geografici Ai Climatului 2013

7/27/2019 Curs 08 Factorii Modificatori Geografici Ai Climatului 2013

1/64

Factorii modificatori fizico-geografici

1.Structura suprafeei subiacente active

1.1. Existena i proporia uscatului i a apei

2.Factorii fizico-geografici

2.1. Relieful


2/64

1. Structura suprafeei subiacente active

Suprafaa Terrei prezint o mare diversitate din punct de vedereal proprietilor fizice, determinat de natura componentelor sale:

uscat, ap, vegetaie, ghea, etc. Ea se afl ntr-o interaciunepermanent cu atmosfera, n special cu troposfera, ntre cele doumedii existnd n mod continuu schimburi reciproce de energiecaloric i de umiditate, cu efecte diferite n funcie decaracteristicile suprafeei respective. Din aceste considerente eapoart denumirea de suprafa subiacent activ.

Aceast suprafa primete radiaiile solare pe care letransform n energie caloric, prin intermediul creia se nclzescatt aerul atmosferic, ct i suprafaa i straturile mai adnci alesolului i marilor suprafee acvatice. Influennd asupra albedo-ului i radiaiei terestre, suprafaa subiacent are un rol important

asupra mrimii bilanului radiativ-caloric, factor primordial nformarea climei unei regiuni. Energia caloric absorbit estetransmis prin conductivitate termici amestec turbulent, descendent

n sol i ap, i ascendent n aer.


3/64

Datorit acestor aciuni exercitate, suprafaa subiacent activreprezint n acelai timp un factor genetic (climatogen), darimodificator foarte important al climei.

Ca factor generator al principalelor zone de clim aleglobului, aceast suprafa acioneaz, n principal, prin existenai proporia uscatului i a apei, sub form lichid (oceane imri), dar i solid (calote de ghea). Celelalte caracteristici,cum ar fi: configuraia i poziionarea reliefului terestru major,prezena sau absena nveliului vegetal, natura suprafeei de

, , .

1.1. Existena i proporia uscatului i a apeiTerra este alctuit din dou mari suprafee subiacente

active: uscatul i apa. Ele determin o influen puternic ivariat asupra tuturor elementelor climatice. Dup Angstrm,climatele existente pe glob se datoreaz n principal inegalei repartiiia suprafeelor oceanice (71%) i continentale (29%), care auproprieti calorice diferite i deasupra crora masele de aer ncirculaia lor suport sau nu bariere orografice.


4/64

Factorii care determin deosebirile dintre ntinderile de api cele

de uscat sunt: a) caracterul suprafeei subiacente, b) particularitileradiative, c) modul de nclzire i rcire. Ei au cea mai mare influen

asupra climei regiunilor geografice respective, dari a celor

nvecinate. Suprafaa ntinderilor de ap este n general neted, cu o

rugozitate redus, constituind principala caracteristic ce o

1.1.1 Deosebirile dintre suprafeele de api cele de uscat

. ,vegetaia cauzeaz o puternic micare de frecare a aerului n

deplasarea lui n straturile inferioare ale atmosferei, comparativ cu

suprafaa apei, care este elastici mobil n raporturile sale cu aerul

n micare. Din aceste considerente, consumul de energie n

procesul de frecare a aerului de suprafaa acvatic este mult mai

redus dect deasupra uscatului, avnd drept consecin o vitez

a vntului de aproximativ 2-3 ori mai mare.


5/64

b) Particularitile radiativePrincipalul responsabil al apariiei deosebirilor dintrecele dou suprafee este albedo-ul, care n cazuloceanelor i mrilor este mic (2-14%), comparativ cucel al suprafeelor continentale (10-30%) i care depindede nlimea Soarelui deasupra orizontului (la 90albedo-ul are valoarea de 2%). Din acest motiv,

oceanul absoarbe cu 10-20% mai mult energie

solar dect uscatul. La suprafaa uscatului,absorbia radiaiei solare se produce numai n stratulsuperficial al solului, ceea ce determin temperaturiridicate. n interiorul stratului de ap de la suprafaa

mrilori oceanelor (relativ transparent), razele solareptrund la adncimi mari i, datorit amesteculuiturbulent (orizontal i vertical), temperatura suprafeeiapei este mult mai cobort.


6/64

http://home.comcast.net/~rhaberlin/tdpptnts.htm

Particularitile radiative al apeii solului

http://t1.gstatic.com/images?q=tbn:ANd9GcR_O8mNgwI3DuOfOAAq84EQOU-4WbBXmpKYcnnf6fUsXAzPHadAYg
http://home.comcast.ne/http://t1.gstatic.com/images?q=tbn:ANd9http://t1.gstatic.com/images?q=tbn:ANd9http://home.comcast.ne/


7/64

Deosebirea principal dintre suprafaa apei i auscatului, cu cea mai mare influen a climei, oconstituie nsmodul diferit de nclzire i rcire acelor dou medii. Cauzele care determindiferenierea acestor procese sunt: cldura specificvolumetric i modul de propagare a cldurii n api sol.

oceanelor, cu salinitate medie (35 concentraiede sruri) are o valoare de 0,9 cal/cm3. grd., ntimp ce a solului este n medie de 0,5-0,6 cal/cm3. grd.

Din acest motiv, la aceeai absorbie sau cedarede energie caloric, suprafaa apei se nclzete ircete de aproximativ dou ori mai puin dect cea auscatului.


8/64

Diferenierile n procesele de nclzire i rcire alebazinelor de api ale solului sunt accentuatede felul diferit de propagare a cldurii.Transportul de cldur n sol se realizeazexclusiv prin conductivitate (difuzivitate) termic.

n ap, transmiterea cldurii prin acestprocedeu este total neglijabil. Rolul principal n

turbulent, care este de cteva mii de ori maimare dect transmiterea energiei calorice princonductivitate termic molecular.

Acest proces poate fi amplificat sau diminuatca urmare a stratificrii termice a maselor de apsau prin modificarea salinitii acestora o datcu adncimea.


9/64

Din cantitatea de cldur provenit din radiaia solar ntimpul zilei, uscatul cedeaz o parte nsemnat natmosfer (40-50%), n timp ce o cantitate nesemnificativ

ptrunde n straturile adnci ale solului. n ap, situaia esteinvers, cea mai mare parte a cantitii de cldur absorbitse propag n adncime, iar rcirea suprafeei, n fazele cubilan caloric negativ, este compensat prin cldura transmis dinstraturile adnci. Din aceste motive, amplitudinea termic

este diferit: mai mare pe uscat i atenuat la suprafaamrilori oceanelor.

Contrastele termice dintre cele dou mari categorii desuprafee subiacente active determin existena contrastului

baric, care creeaz condiiile de formare i dezvoltare acirculaiei periodice alternante, ntre mare i uscat, materializatprin apariia brizelori a musonilor. Acestea au consecineclimatice foarte importante asupra zonelor litorale.


10/64


11/64

1.1.2. Deosebirile dintre clima maritimi ceacontinental

Cele dou mari suprafee active imprimregimului tuturor elementelor meteorologiceparticulariti caracteristice i formeaz, astfel,dou tipuri fundamentale de clim: maritimicontinental. Ele se pot evidenia frecvent n cadrulmarilor zone climatice ale globului. ntre celedou mari tipuri de clim generate de suprafeele deapi cele de uscat exist un climat de tranziie sau

de litoral.


12/64

Clima maritim se caracterizeaz printr-un regim termicconstant i moderat. Variaiile diurne ale temperaturii suprafeeioceanelori mrilor nu depesc 1C i descresc dinspre zona

intertropical (0,5C) ctre cele polare (0,1C). Amplitudinilediurne au valori mici chiar i pe mrile interioare (1C laMarea Caspic). Aerul de deasupra mrilori oceaneloreste caracterizat de oscilaii termice diurne mici. DeasupraOceanului Atlantic amplitudinea diurn este de 1-2C la

Ecuator a roximativ 2C la latitudinile subtro icale i 1C lalatitudinile nalte. Amplitudinea variaiilor termice anualeprezint cele mai mari valori (10-12C) la latitudinilesubpolare, iar cele mai mici (2-3C) la Ecuator.

Evaporaia intens de la suprafaa apei determin creterea

gradului de umiditate a aerului. Acest fapt atrage dup sinecreterea nebulozitii (mai ales n timpul verii). Numrul zilelorcu cer acoperit este ridicat i frecvena mare a ceii reducedurata de strlucire a Soarelui.


13/64

Caracterul oceanic al unui climat este amplificatsau diminuat de prezena sau absena curenilor

marini sau oceanici permaneni, calzi sau reci dinimediata vecintate a continentelor. Exemplul tipic lreprezintcurentul Golfului, care nclzetermurile Peninsulei Scandinave, ridicnd astfeltemperatura lunilor de iarn i micorndamplitudinea termic anual. Spre deosebire deacesta, curentul rece al Labradorului mreteamplitudinea anual a temperaturii de-a lungulcoastelor atlantice ale Americii de Nord i

Groenlandei, reduce caracterul oceanic al climeii favorizeaz extinderea celui continental pn napropierea rmurilor.


14/64

Clima continental se caracterizeaz prin oscilaii iamplitudini termice mari, diurne i anuale, datorate nclziriiputernice a uscatului ziua i n timpul verii i rcirii noaptea ipe parcursul iernii. Cele mai mari amplitudini de temperatur

se

nregistreaz n deerturi, unde aerul uscat, i deci transparent,permite ptrunderea radiaiilor solare i a celor terestre i undeevaporaia este foarte redus. Temperaturile maxime diurne lasuprafaa solului pot depi 80C, iar noaptea temperaturileminime coboar uneori pn la 0C. Drept consecin,

amp u n e urne se s ueaz recven n re - .Nebulozitatea deasupra continentelor este mai redus

dect pe suprafaa oceanelor i este determinat de noriiconvectivi cu mic dezvoltare orizontal, natura ceurilor (nspecial ceuri de radiaie cu intensitate i durat redus),

nucleele de condensare a vaporilor de ap (praf, diversepulberi organice i anorganice) care apar mai frecvent n zoneleputernic industrializate.


15/64

Sintetiznd cele afirmate mai sus, pentru fiecare din cele dou tipuride clim se desprind urmtoarele caracteristici eseniale, care ledifereniaz:

n clima maritim:

var rcoroasi iarn cald; primvar rcoroasi toamn cald; amplitudine anual a temperaturii aerului foarte mic, ce

crete pe msura naintrii ctre continent; umezeal relativ a aerului mare; nebulozitate mare; maximum pluviometric toamna i iarna, minimum vara; vnt slab, iar n apropierea rmurilor se produc regulat brize.

n clima continental: var extrem de caldi iarn rece; primvar caldi toamn rece;

amplitudine termic anual a aerului mare; umezeal relativ sczut a aerului; nebulozitate redus; maximum de precipitaii vara; vnturi intense.


16/64

2. Factorii fizico-geografici2.1. Relieful

Suprafeele continentale prezint o mare neomogenitate

orografic, ce determin o gam variat de tipuri de clim legate deformele de relief specifice. Dintre toate marile uniti de relief, muniiexercit aciunea cea mai complex asupra elementelormeteorologice, formnd un tip special de clim, i anume, climade munte (montan), la orice latitudine geografici n oricarezon mare de clim a globului.

e e u , pr n a u nea u , are ro u mo ca or ce ma mpor anasupra climei, nfluennd distribuia tuturor elementelormeteorologice i imprimndu-le regiunilor respective un regimclimatic aparte. Relieful acioneaz simultan prin altitudine,

nclinarea i orientarea versanilori configuraia principalelor forme.

Marea varietate de forme care alctuiete relieful muntos exercito mare influen asupra regimului tuturor elementelor meteorologice,care formeaz clima unei regiuni: radiaia solar, temperaturaaerului, presiunea atmosferic, vntul, umezeala aerului,nebulozitatea, precipitaiile atmosferice.


17/64

2.1.1. Radiaia solarInfluena reliefului asupra regimului radiativ este

complex. Ea depinde de altitudine, nclinarea i

orientarea versanilor i de natura suprafeeisubiacente. Intensitatea radiaiei solare directe crete cualtitudinea, valorile sale apropiindu-se treptat devaloarea constantei solare, datorit transpareneiaerului

i scurt

rii distan

ei de parcurgere a radia

iilor

solare prin atmosfer.Aceast cretere depinde ns i de anotimp, care

influeneaz prin nebulozitate. De exemplu, n Alpi, laaltitudinea de 3.000 m, creterea intensitii radiaiei

solare directe comparativ cu zona de es de la poalelemunilor reprezint n luna decembrie aproximativ 50%, iarn iunie doar 35%.


18/64

Creterea altitudinii determini modificareacompoziiei spectrale a radia

iei solare directe. n

absena particulelor aflate n suspensie n aeri deci aprocesului de difuzie, spectrul radiativ se mbogete nradiaii de und scurt, cerul capt o culoare albastruintens spre violet. Raportul procentual al radiaiilor din

zona ultraviolet(radiaii active din punct de vederebiologic) crete, explicnd lipsa bacteriilor dinaerul munilor i aciunea puternic a Soarelui asupravegetaiei i a pielii omului. n Alpi, la altitudinea de 1.860

m, radiaia ultraviolet este de patru ori mai mare iarna ide dou ori vara, dect n regiunile joase.


19/64

Reducerea numrului de particule difuzante n raport cucreterea altitudinii determini scderea radiaiei difuze. Tot

n Alpi, la 3.000 m, intensitatea medie anual a radiaieidifuze este de 2,5 ori mai mic dect n regiunile joase dinapropiere. Dei radiaia difuz se diminueaz n raportcu creterea altitudinii, radiaia global se intensificdatorit creterii radiaiei globale directe. Acest ascendental radiaiei solare directe asupra celei difuze reprezint

trstura dominant a regimului radiativ n zona muntoasnalt.

n general, fluxul radiativ global prezint n muni ocretere de circa 40% fa de regiunile nvecinate mai joase.

Astfel, n zona colinar de la poalele Alpilor, radiaia total

are o valoare medie anual de 90 kcal/cm2/an, iar laaltitudinea de 3.000 m atinge 122 kcal/cm2/an. La nlimi imai mari poate depi 130 kcal/cm2/an.


20/64

nclinarea i orientarea terenului poate modifica sensibilcantitatea de energie primit. n emisfera nordic, indiferent delatitudine, fluxul radiaiei solare incident pe versanii sudici cretecomparativ cu suprafaa orizontal numai pn la o anumit

nclinare a acestora. Creterea este mai mare iarna, cnd Soareleare o nlime redus deasupra orizontului. Versanii cu expoziienordic primesc cantitatea cea mai mic de radiaii.

(Povar, R., 2004)


21/64

n zonele munilor nali, chiar dac radiaia total creteproporional cu altitudinea, regimul termic nu este ridicat datoritaciunii altor factori, care influeneaz negativ bilanul radiativ, n

principal stratul de zpad, a crui durat crete progresiv pn lapersisten, n funcie de latitudine i gradul de umiditate a aerului.Influena cea mai mare asupra bilanului caloric o exercit ns

radiaia efectiv (Eef = Eterestr Eatmosferei) care prezintvalori ridicate. Scderea coninutului de vapori de api de alte

atmosfer a radiaiilor de und lung (calorice), care determinslbirea radiaiei contrare a atmosferei i creterea radiaiei efective.Datorit intensitii crescute a radiaiei efective, bilanul radiativ nregiunile muntoase scade n raport cu altitudinea. La micorarea lui,

un rol important l are i nebulozitatea crescut din timpul zileii din anotimpul de vari sczut din timpul nopii i al iernii, carediminueaz insolaia i, respectiv, mrete intensitatea pierderilorradiative.


22/64

2.1.2. Temperatura aeruluiVariaia bilanului radiativ din zonele nalte montane

produce modificarea regimului termic al aerului i solului.

Orientarea i iluminarea diferit a versanilor duce la apariiaunor mari deosebiri ale valorilor bilanului caloric i aletemperaturii suprafeei subiacente pe pantele expuse inegalradiaiei solare. Astfel, n emisfera nordic, versanii sud-estici, sudici i sud-vestici primesc o cantitate mai mare declduri lumin dect cei nordici. Acest lucru se reflectasupra vegetaiei, n sensul c, primvara, pe pantele sudice,reluarea proceselor vegetative (dezmugurirea, nfrunzirea) seface mult mai devreme dect pe cele nordice, unde zpadapersist mult, chiar i n timpul verii. De asemenea, peversanii cu expoziie sudic, situai n regiuni cuprecipitaii suficiente, limita superioar a pdurii este mairidicat dect pe versanii nordici.


23/64

Diferenele de nclzire care apar pe pante n funcie deorientarea i nclinarea lor se resimt i n temperatura solului,pn la adncimi de peste un metru. n urma observaiilor

efectuate n Munii Alpi (Valea Innului) s-a stabilit c, la 80cm n sol, diferena medie anual ntre temperatura de peversanii nordici i cei sudici ai unei coline nalte de 600 m poateatinge i depi 3C.


24/64

Reducerea treptat a bilanului radiativ n zona muntoasdetermin scderea temperaturii aerului n raport cualtitudinea, n medie cu 0,5-0,6C/100 m. Acest gradient

termic vertical sufer abateri de la valorile medii n funcie demai muli factori: momentul zilei, anotimp, natura masei de aer,condiiile orografice locale, expoziia versanilori cureniiatmosferici. Deseori, se produc abateri de la aceast regulgeneral, aprnd inversiunile termice, n sensul creteriitemperaturii cu altitudinea. Acest fenomen este favorizat de nopilesenine, mai ales din timpul iernii, circulaia slab a aerului i deformele concave de relief (vi adnci i depresiuni intramontane),unde se acumuleaz aerul rece care se scurge de pe versani ide pe culmile nz

pezite. n situa

ii de cer acoperit sau cu vnt

puternic inversiunile termice nu se formeaz. n aceste forme derelief se produc cele mai sczute temperaturi ale aerului icele mai mici minime absolute.


25/64


26/64

n Romnia, de exemplu, temperatura minim absolut (38,5C) s-a nregistrat la Bod, n Depresiunea Braovului, n datade 25.01.1942 (Stoenescu, tea, 1962), valoare care nu afost depit pn n prezent. Inversiunile termice din timpul nopiii al iernii, ca i advecia maselor de aer rece accentueaz n vi idepresiuni frigul i frecvena ngheului, dari apariia brumei i aceii. Aceste zone au cel mai ridicat grad de asprime a iernii, fapt

concretizat n inversiuni de eta e subzone forestiere n func iede cerinele speciilor fa de factorul termic i de rezistena lafrig i ger (de ex.: fagul, specie termofil, poate fi ntlnit la nlimimai mari dect molidul, specie ombrofil, care ocup vile idepresiunile adnci). De asemenea, omul a evitat, n decursul

istoriei, construirea aezrilor n vile adnci i depresiunilenchise, prefernd vile largi, piemonturile, terasele nalte,suprafeele de eroziune, larg deschise radiaiei solare.


27/64

Relieful are o influen puternici asupra variaiei diurne ianuale a temperaturii aerului, i n special asupraamplitudinii termice. n atmosfera liber, att amplitudinea

termic diurn, ct i cea anual scad cu altitudinea.Amplitudinile termice diurne i anuale sunt mai mici n formelede relief convexe (regim termic moderat) i mai accentuate ncele concave (regim termic sever).

Versanii cu suprafa mare i pant accentuat au, n

sectoarele lor inferioare, caracteristicile termice aleformelor de relief concave (amplitudini termice mari), iarn cele superioare, particularitile formelor convexe(amplitudini termice reduse).

n defileele strmte, variaia diurni anual a temperaturii

aerului este mai mic dect n vile largi, deoarece pereiiaproape verticali reduc durata de strlucire a Soarelui, sau chiarmpiedic iluminarea acestora.


28/64

2.1.3. Presiunea atmosfericScade treptat o dat cu creterea altitudinii fa de nivelul

mrii ca urmare a reducerii grosimii atmosferei i micorrii

densitii aerului. n atmosfera liber, scderea presiunii nraport cu nlimea se face logaritmic. n muni, repartiiapresiunii aerului se complic datorit reliefului accidentat,care determin apariia gradienilor barici ntre diferitele priale masivelor montane.

Reducerea presiunii n raport cu altitudinea determin

sc erea punctu u e er ere a ape . a o re ucere apresiunii cu 30 mb, temperatura de fierbere scade cuaproximativ 1C. Astfel, la o altitudine de 4.000 m apa fierbe la87C, avnd ca efect ncetinirea fierberii alimentelor.

O dat cu creterea altitudinii se schimb i compoziia

aerului. Proporia diferitelor gaze componente (azotul ioxigenul, n special) scade lent i se menine relativ constantpn la mari nlimi, n schimb coninutul n vapori de ap iimpuriti scade brusc.


29/64

Rarefierea aerului, n special a oxigenului provoacmodificri fiziologice i chiar patologice asupra organismului

uman: dilatarea inimii, accelerarea pulsului i respiraiei,reducerea capacitii de munc, hemoragii nazale,insomnie, ameeli, fenomene cunoscute sub denumirea de rude altitudine. Pentru a rezista la nlimi foarte mari, omul sepoate adapta prin aclimatizare, proces n cadrul cruia au loc

creterea numrului de hematii (globule roii), mrireavolumului toracic, pentru compensarea reducerii oxigenuluidin atmosfer. Prin acest proces de aclimatizare omul a reuits creeze aezri permanente la altitudini de peste 4.000-5.000

m n Munii Pamir, Anzi i n Platoul nalt al Tibetului, undepresiunea atmosferic este de 520 mb (jumtate din ceanormal, de la nivelul mrii).


30/64

2.1.4. VntulRelieful exercit o influen puternic asupra circulaiei aerului. ncazul adveciei unei mase de aer cu o anumit vitez dedeplasare a curenilor pe direcia unui lan muntos, acetia

sufer modificri substaniale ale undelor de propagare a micriirectilinii, aprnd vnturi cu caracter ondulatori chiar vrtejuri.


31/64

Influena reliefului muntos asupra vitezei, direciei vntului i formrii norilorhttp://www.mountain-wave-project.com/images/data/OSTIV_MWP_Wave.jpg
http://www.mountain-wave-project.com/images/data/OSTIV_MWP_Wave.jpghttp://www.mountain-wave-project.com/images/data/OSTIV_MWP_Wave.jpg


32/64

Datorit aciunii sale i sub influena unor condiii fizico-

geografice specifice, n zonele montane se formeaz vnturi

locale, care imprim un caracter deosebit regimului eolian,total diferit de cel al regiunilor de cmpie. Contrastele termice

i barice care apar ntre diferite sectoare ale reliefului muntos,

n urma nclzirii i rcirii inegale a suprafeei subiacente

,principale ale formrii unor vnturi locale de tip briz (briza de

vale i briza de munte). Un alt aspect al circulaiei aerului

n zona de munte este apariia unorvnturi locale descendente

(bora i foehnul), care se formeaz datorit barajului orografic

format de muni n calea curenilor de aer, crora le transform

nsuirile termodinamice iniiale.


33/64

Briza de vale i de munte sunt vnturi cu periodicitate diurn, desens contrar. n timpul zilei versanii se nclzesc mai mult dectfundul vilor, determinnd apariia unui gradient baric ntre vale isectoarele mai nalte ale versanilor, nsorite timp mai ndelungat.Datorit acestei fore, aerul va avea o micare ascendent, formnd

briza de vale. Circuitul aerului se nchide printr-un curent descendentcare se dezvolt deasupra axei vii. Briza de vale este cu att maiintens, cu ct masa de aer prezint o instabilitate mai mare. Ea sedezvolt numai pe timp senin. Micarea ascendent a aerului ntimpul zilei (briza de vale) intensific procesul de cumulizarei producerea precipitaiilor orografice.


34/64

Micarea ascendent a aerului n timpul zilei (briza de vale) intensificprocesul de cumulizare i producerea precipitaiilor orografice (Essentials

of meteorology, Ahrens, C.D., 2009)


35/64

n timpul nopii, aerul rcit prin radiaie terestr deasupraversanilor devine mai dens i alunec spre zonele joase alevilor, formnd un curent descendent, care poart denumirea debriz de munte. Locul aerului rece care coboar este luat de aerulmai cald din atmosfera liber. Briza de munte se poate dezvolta

n orice condiii de vreme, dar pe timp noros este mai puin intens.Schimbul de mase de aer atenueaz contrastele termice dintre zii noapte, deci i amplitudinile termice diurne i anuale.


36/64

Briza de vale i de munte (Essentials of meteorology, Ahrens, C.D., 2009)


37/64

Briza de vale i de munte (Britannica Illustrated Science Library, 2008 EditorialSol 90)


38/64

Foehnul este un vnt cald i uscat care bate dinspre culmile nalteale munilor ctre vile i regiunile joase din apropiere. Tipulclasic se produce la trecerea masei de aer peste un lan demuni, sub influena gradientului baric ce se dezvolt la trecerea

unui ciclon. Acest tip de vnt se poate produce i n regimanticiclonic, n care descendena aerului provoac efectul de foehnpe ambii versani.

Fenomenele meteorologice caracteristice sunt temperaturai umezeala relativ cobort a aerului, ce deriv n urma

roceselor de rcire i nclzire adiabatic, e care le su ortmasa de aer n timpul traversrii lanului muntos. Pe versaniiexpui vntului n prima parte a micrii ascendente, datoritdestinderii pe care o sufer masa de aer, temperatura scadeconform gradientului adiabatic uscat (1C/100 m.H).

De la nivelul de condensare n sus, rcirea aerului se produce mai

lent din cauza cldurii latente de evaporare ce se degaj n timpulcondensrii vaporilor de ap (gradientul adiabatic umed este mai micdect cel uscat). n timpul conveciei dinamice, pe versantul expusvntului se formeaz nori i cad precipitaii, ce duc astfel lamicorarea rezervei de vapori existent n masa de aer.


39/64

Pe versantul opus (adpostit de vnt), aerul se afl ntr-o micaredescendent, care determin ridicarea temperaturii i ndeprtareade starea de saturaie. n micarea de coborre, aerul se nclzeteconform gradientului adiabatic uscat, din care cauz el ajunge la baza

muntelui, n partea adpostit, cald i uscat. n urma micrilordescendente ale aerului, norii ncep s se destrame, timpulcaracterizndu-se prin cer senin i temperaturi mult mai ridicate dectpe versantul opus, unde de cele mai multe ori apar nori lenticulari dincauza micrilor ondulatorii ale aerului de la nivelul culmilor muntoase.


40/64

Foehnul (Essentials of meteorology, Ahrens, C.D., 2009)


41/64

Condiia principal pentru formarea lui estecondensarea vaporilor de ap pe partea expus vntului,

n urma creia se elibereaz cantiti importante decldur, care atenueaz rcirea aerului n timpulmicrii ascendente. Pentru aceasta este necesar ca lanulmuntos s fie suficient de nalt, astfel nct masele de

aer n ascensiune s atin rin rcire nivelul decondensare.Datorit reducerii umezelii absolute n urma ploilor care

se produc pe versantul expus vntului i a creteriitemperaturii n urma micrilor descendente ale aerului

de pe versantul opus, aici umezeala relativ a aeruluipoate nregistra valori foarte sczute (5-10%).


42/64

Durata foehnului variaz de la cteva ore pn la ctevazile, iar viteza vntului poate s atingi s depeasc 10 m/s.Acest tip de vnt se poate produce n oricare anotimp, att ziua

ct i noaptea. n regiunile n care frecvena fenomenului estefoarte mare (100 zile/an), el exercit o influen importantasupra strii timpului i a climei, care se caracterizeazprin apariia secetelor.

Efectele foehnului sunt pozitive, dar i negative. Dintre

, ,zpezii de pe versani, reluarea timpurie a vegetaiei iatingerea maturitii depline (coacerea) a cerealelori fructelor.Efectele negative (riscuri) constau n inundaiile care aparca urmare a topirii rapide i brute a zpezii, doborrea copacilor

din cauza vitezei mari a vntului, compromiterea recoltelordatorit umezelii relative foarte sczut a aerului, care este unfactor de risc pentru plantele de cultur, dari pentru pduri,pajiti i fnee naturale, etc.


43/64

Bora reprezint un vnt foarte puternic i rece care seformeaz prin deplasarea rapid a aerului rcitdeasupra podiurilor nu prea nalte, nzpezite, ctre

mare sau depresiunile joase din jur, datorit contrastelormari, termice i barice. Este specific perioadei reci aanului. Cazul cel mai tipic este bora de Novorosisk(Munii Caucaz, Rusia). n timpul lui, temperaturacoboar pn la 20C, iar viteza depete uneori 60

.mrii valuri nalte, care se sparg i pulverizeazpicturile de ap pe rm, acoperind cu gheaconstruciile portuare i navele, pe care uneori lescufund. Stratul de ghea ce se depune pe cheiul de la

Novorosisk atinge uneori grosimi de peste 4 m. n modfrecvent, bora dureaz o zi, dar durata lui poate fi i de osptmn, avnd frecvena maxim n intervalulnoiembrie-martie.


44/64

El este caracteristic zonelor de litoral, unde, ntre uscatulrece i marea mai cald, se intercaleaz un lan muntos, nufoarte nalt. Configuraia respectiv a reliefului permiteacumularea aerului rece i dens n spatele obstacolului, pn

la nivelul culmilor, dup care se prvlete cu mare vitezdeasupra zonei joase a litoralului. Temperatura sczut aaerului care se deplaseaz se explic prin slaba nclzireadiabatic datorit nlimii reduse a lanului muntos peste caretrece. La creterea vitezei vntului contribuie i canalizarea

.pn la o distan de aproximativ 3-5 km de la rm.Situaiile sinoptice care favorizeaz formarea borei sunt existena

n timpul iernii a unui anticiclon deasupra uscatului, desprit deaerul mai cald de la suprafaa apei de un front rece, amplasat peversantul abrupt dinspre litoral.

Bora este un vnt caracteristic multor regiuni geografice de peglob (litoralul estic al Mrii Adriatice, Coasta Dalmaiei (Croaia),rmul caucazian al Mrii Negre la Novorosisk, rmul Lacului Baikal,litoralul Antarcticei etc.).


45/64


46/64


47/64


48/64

2.1.5. Umezeala aeruluiConinutul n vapori de ap din aer determin gradul de

umiditate al acestuia i se afl n strns corelaie cu

temperatura sa. n atmosfera liber, umezeala absolut a aeruluiscade cu nlimea datorit ndeprtrii de sursa deevaporaie reprezentat de suprafaa subiacenti descderea temperaturii. Acelai lucru se petrece i n zonamuntoas, cu deosebirea c scderea este mai lentdatorit su rafe ei mun ilor care determin o tem eratur mairidicat a aerului i un surplus de vapori de ap.

Coninutul n vapori de ap din aer scade rapid cualtitudinea n primii kilometri de la baza troposferei. Dupobservaiile efectuate n Alpi, la altitudinea de 2.000 m,umezeala absolut medie reprezint aproximativ jumtate dincantitatea vaporilor de ap de la nivelul mrii (48%), comparativcu atmosfera liber, la acelai nivel (41%).


49/64

Umezeala absolut a aerului prezint variaii diurne ianuale, care depind de urmtorii factori: temperatur,circulaia aerului sub forma brizelor, altitudine, expoziia

versanilor fa de razele solare i de cureniiatmosferici, configuraia reliefului.Pe versanii i culmile muntoase, umezeala absolut

nregistreaz un maximum diurn la amiaz, sub efectulbrizei de vale i un minimum dimineaa n apropierea

rsritului Soarelui, cnd se nregistreaz i minimumde temperatur.n vi i depresiuni se observ dou minime, la fel ca n

zona de cmpie: unul n timpul zilei, sub influenamicrilor convective, i altul spre diminea, ca efect altemperaturii sczute ce provoac condensarea vaporilorde ap. n timpul anului, valoarea maxim se nregistreazvara, iar cea minim iarna, la fel ca i la cmpie.


50/64

Umezeala relativ a aerului prezint o variaie

mult mai mult influenat de orientarea i nclinareaversanilori de altitudine, care este asemntoarecelei din zonele de cmpie, cu producerea unuimaximum vara i unui minimum iarna, ndepresiuni i n vi. De la o anumit nlime, n

,maxim se produce la nceputul verii, dup amiaza,datorit predominrii micrilor ascendente, iar ceaminim iarna i n timpul nopii, ca efect al micrilordescendente ale aerului.


51/64

2.1.6. NebulozitateaRegimul nebulozitii (nefic) i al ceurilor este foarte

variat, ca urmare a influenei pe care o exercit formele

de relief i orientarea versanilor, fa de direcia vnturilordominante, asupra acestor elemente meteorologice. n muni,caracteristica principal a nebulozitii este dat depredominarea micrilor convective (termice i mai alesdinamice), n urma crora se formeaz norii cumuliformi, cu

puternic dezvoltare, n tot timpul anului.n variaie diurn, nebulozitatea prezint un maximum

ziua, datorit conveciei, i un minimum noaptea, din cauzamicrilor descendente ale aerului, timpul senin fiind mult maifrecvent dect n zonele de cmpie. Acest regim este

favorizat i de circulaia local a aerului, ascendent ntimpul zilei (briza de vale) i descendent noaptea (briza demunte).


52/64

Variaia anual a nebulozitii are un maximum vara,cnd timpul noros este foarte frecvent, n detrimentulcelui senin, care este specific doar zonelor cu climat arid

i un minimum iarna. La creterea nebulozitii din timpulverii contribuie nu numai procesele de convecie, dar inivelul nalt de condensare a vaporilor de ap. Iarna,convecia este mult redus, iar nlimea nivelului decondensare este foarte sczut, determinnd un

numr mare de zile senine, n special n parteasuperioar a munilor.Regimul anual al fenomenului de cea este asemntorcu cel al nebulozitii, deoarece ceaa din regiunea demunte coincide cu norii care sunt n contact permanentcu versanii sau cu fundul vilor. n general, regiunilemuntoase se caracterizeaz printr-un numr mare dezile cu cea.


53/64

2.1.7. Precipitaiile atmosfericen regiunile muntoase, precipitaiile sunt abundente i

frecvente, comparativ cu regiunile de cmpie, datorit

dezvoltrii i intensificrii micrilor ascendente aleaerului, pe de o parte, i ncetinirii deplasrii maselor deaeri a fronturilor deasupra reliefului accidentat, pe de altparte.

Formarea norilori producerea precipitaiilor n zona de

dinamic.Convecia termic este determinat de nclzirea

neuniform i nesincron a diferitelor sectoare alemunilor datorit insolaiei i este materializat prin

formarea brizei de vale. Acest proces convectiv duce ladezvoltarea norilor cumuliformi, care prin evoluie pot generaprecipitaii cu intensitate mare i durat scurt (averse, ploitoreniale).


54/64

Convecia dinamic sau orografic este specific n cazul advecieimaselor de aer, care genereaz pe versanii expui vntului onebulozitate ridicat, care la rndul ei provoac precipitaii

abundente, de lung durat, datorit ntrzierii fronturiloratmosferice n deplasarea lor peste obstacolul creat de lanulmuntos.

n urma observaiilor efectuate n zonele muntoase, s-a constatatc precipitaiile atmosferice cresc cu altitudinea, conformgradientului pluviometric vertical (n zonele temperate este de

100 mm/100 m), dar numai pn la o anumit valoare,considerat nivelul maxim de condensare i precipitare avaporilor de ap. Peste acest nivel, datorit scderii progresive aconinutului de vapori de ap din aer, cantitile de precipitaii sediminueaz. Zona cu cele mai mari cantiti de precipitaii depinde de

nlimea nivelului de condensare, care fluctueaz puternic naltitudine, n funcie de anotimp, mai ales n zonele continentale,i de geneza lor (frontale sau termoconductive).


55/64

Culmile orientate perpendicular pe direcia de adveciea maselor de aer umed primesc cantiti mari deprecipitaii, spre deosebire de zonele adpostite, mult mai

uscate datorit efectelor foehnale, care favorizeazapariia deerturilor. Pe glob exist multe lanuri marimuntoase, care determin o astfel de repartiie aprecipitaiilor, tipice fiind Pamir, Karakorum, Himalaya, Anzi,Stncoi.

n cazul culmilor paralele, orientate perpendicular pedirecia de advecie a maselor de aer umed, cantitile celemai mari de precipitaii sunt primite de primele culmi, caefect al escaladrii maselor de aer. Deasupra celorlalte,coninutul n vapori de ap al aerului devine tot mai sczut,

avnd drept consecin reducerea treptat a cantitilorde precipitaii i apariia deerturilor intramontane (ex.:Death Valley, din Munii Stncoi, S.U.A.).


56/64


57/64

2.1.8. Stratul de zpadn muni, o mare parte din cantitatea de precipitaii cade sub

form de zpad, datorit scderii treptate a temperaturii,

formnd un strat a crui grosime i persisten crete cualtitudinea.n zona temperat, durata meninerii stratului de zpad

crete cu 3-4 zile la fiecare 100 m nlime. Grosimeastratului de zpad este destul de neuniform i prezint

mecanic al vntului, care transport i redistribuie zpada.Vntul modific astfel i durata meninerii stratului de zpad.

O dat cu creterea altitudinii se reduce i intervalul cutemperaturi pozitive, i din aceast cauz zpada czut nuse mai topete n ntregime n anotimpul cald, acumulndu-se

de la an la an i formnd un strat permanent de zpad.Altitudinea la care se situeaz acesta poart denumirea delimita zpezilor permanente.

Aceast limit fluctueaz mult de la o zon muntoas la alta


58/64

Aceast limit fluctueaz mult de la o zon muntoas la alta,n funcie de mai muli factori: latitudinea, temperatura i umezealamaselor de aer dominante, expoziia versanilor n raport cudirecia razelor solare i a vnturilor dominante, formele de relief.


59/64

n general, limita zpezilor permanente crete de lapoli spre tropice, unde atinge cele mai mari altitudinimedii, datorit gradului ridicat de uscciune a aerului i

cantitilor reduse de precipitaii. n regiunile polare, limitase reduce treptat pn la nivelul mrii. n emisferasudic, datorit predominrii suprafeelor mari oceanice, ndetrimentul celor de uscat, aerul prezint o umiditate maimare i o temperatur mai sczut, astfel c limita zpezilor

dect n emisfera nordic (53).n anumite condiii de relief, zpada acumulat n timp

ndelungat i fr intervenia unor schimbri majoreclimatice poate genera formarea ghearilor de munte. Studiul

limitei zpezilor permanente i a oscilaiilor ei n funcie deanumii factori naturali are o deosebit importantiinific ncercetarea glaciaiunii cuaternare la nivelul globului.


60/64

Harta zpezilor permanente (1), relativ stabile (2), i sezoniere (3). (Hall et al., 1985)


61/64

2.1.9. Etajarea altitudinal a climein cadrul zonalitii generale a climei n sens latitudinal, generat

de distribuia inegal a radiaiei solare impus de forma

aproape sferic a Pmntului, sistemele muntoase care apar ntoate aceste zone au un rol modificator al diferitelor elementeclimatice, care atrag dup sine i pe cele ale celorlaltecomponente naturale (vegetaie, sol, faun). Astfel, n muni, apareo nou repartiie, n etaje, n raport cu altitudinea. Toateacestea se realizeaz conform legii globale a etajrii, dar care

spaial are un caracter regional. Ea exprim diferenierea ntr-unsistem muntos, de la o anumit nlime, a etajelor geografice,concretizate n peisaje geografice, ale cror trsturicaracteristice pot fi regsite n tipurile zonale aflate la latitudinimai mari (Ielenicz, 2000).

Variaia altitudinal a elementelor meteorologice are dreptconsecin principal etajarea climatic n nlime, deci apariiaetajelor climatice, care condiioneaz la rndul ei dispunereavegetaiei n etaje i subetaje.

Etajarea climatic este determinat n primul rnd de


62/64

Etajarea climatic este determinat, n primul rnd, devariaia bilanului radiativ caloric n raport cu altitudinea, caredetermin schimbarea temperaturii aerului. n urmacercetrilor, s-a stabilit c la fiecare 1.000 de metri diferen

de nivel, temperatura aerului scade cu 5-6C. Aceast scderetermic n plan vertical, este echivalent cu o deplasarelatitudinal (n plan orizontal) spre nord cu aproximativ 600 km.

Un alt factor major care condiioneaz schimbarea pevertical a climei este bilanul umezelii. n timp ce la

, ,influena cea mai mare o are factorul termic, la latitudinile mici(zona cald), rolul determinant revine umezelii aerului. Acetidoi factori climatici, sub forma bilanului hidrotermic,acioneaz i n cazul sistemului muntos nalt. n muni, limitainferioar a pdurii este n raport cu cerinele speciilor fa

de umiditate, iar cea superioar, cu exigenele fa defactorul termic, n special de necesarul de temperatur dinperioada de vegetaie activ, care corespunde izotermei de 10Ca lunii celei mai calde.


63/64

http://www.agrinet.ro/content.jsp?page=100&language=1
http://www.agrinet.ro/content.jsp?page=100&language=1http://www.agrinet.ro/content.jsp?page=100&language=1


64/64

Bibliografie selectiv,Ahrens, C.D., (2009). Essentials of meteorology;Aristia Busuioc, Mihaela Caian, Roxana Bojariu, Constana Boronean,

Sorin Cheval, Mdlina Baciu, Alexandru Dumitrescu (2010). Scenarii de

schimbare a regimului climatic n Romnia pe perioada 2001 2030;Don J. Easterbrook , Dept. of Geology, Western Washington University,Bellingham, WA 98225. Geologic evidence of the cause of global warmingand cooling - Are we heading for global catastrophy?;

Michael Levy et al., Portions 2008 Encyclopdia Britannica, Inc.;Povar, R., (2004). Climatologie general. Editura Fundaiei Romnia

e ne;Scharmer K. and J. Greif, (2000). The European solar radiation atlas. Vol.1: Fundamentals and mapsLes Presses de lcole des Mines Paris;

*** National Oceanic and Atmospheric Administration, National ClimaticData Center. State of the Climate Global Analysis - Annual 2010;

*** Site-ul Administraiei Naionale de Meteorologie Bucureti,

http://www.meteoromania.ro/*** U.X.L. Encyclopedia of Weather and Natural Disasters, Anaxos, Inc.,Vol. 5, 2008
http://www.meteoromania.ro/http://www.meteoromania.ro/

Documents

Curs 08 Factorii Modificatori Geografici Ai Climatului 2013