1

Partea a doua

Curs 7

Climatologie

Subramură a meteorologiei, climatologia este stiinŃa care se ocupa cu studiul

climei. Clima reprezinta regimul multianual al vremii, determinat de interacŃiunea

dintre factorii radiativi, fizico-geografici si dinamici, sub influenŃa tot mai

pregnantă a factorului antropic. AcŃiunea conjugată a celor 4 categorii de factori determină valori şi evoluŃii diferite

de la o regiune la alta a elementelor meteorologice. La scară multianuală acestea se traduc prin diferite tipuri de climă, elementele meteorologice (temperatura, umezeala, presiunea, nebulozitatea, precipitaŃiile şi vântul) căpătând denumirea de caracteristici climatice.

Analiza cauzală a repartiŃiei factorilor climatogeni şi caracteristicile climei pe suprafaŃa terestră, clasificarea climatelor după caracteristicile lor esenŃiale şi cercetarea fluctuaŃiilor climatice de lungă durată sunt probleme de bază ale climatologiei. Ele formează obiectul capitolelor următoare.

Spre deosebire de vreme care se referă la fenomenele meteorologice dintr-o perioadă de timp mai scurtă (ore, până la câteva zile, mai rar săptămâni), clima se referă la o periodă de timp mult mai lungă câteva decenii, în mod obişnuit valorile medii pe o perioadă de 30 de ani. Punctul de referinŃă a climei fiind vremea, măsurătorile se realizează la staŃiile meteorologice, prin intermediul sondelor atmosferice sau cu ajutorul sateliŃilor meteorologici.

Climatologia este o ramură ştiinŃifică interdisciplinară, o subramură a meteorologiei şi se ocupa atât cu stabilirea factorilor de geneza pentru climatele Pamantului (factori radiativi, dinamici, fizico-geografici, antropici) cat si cu distribuŃia acestora pe suprafaŃa planetei. Studiul climei cuprinde observarea şi măsurarea radiaŃiilor, temperaturii, presiunii atmosferice, a curenŃilor de aer, Ńinând cont de factorii geografici care influenŃează aceste valori ca de exemplu: latitudinea, longitudinea, altitudinea, relieful, solul şi vegetaŃia. În cadrul climei se poate deosebi „microclima”, „mezoclima” şi „macroclima”.

Ramurile Climatologiei

Climatologia generală se ocupa de studiul factorilor climatogenetici, repartiŃia pe glob a principalelor elemente climatice, tipuri geografice de climat şi repartiŃia lor, încălzirea globală actuală.

Topoclimatologia este o ramură a climatologiei care studiază datele meteorologice din imediata apropiere a solului (Topo- locaŃie+ climatologie). Microclimatologie ramură a climatologiei care studiază microclimatele. (< fr. microclimatologie). Microclimatologia studiază variaŃiile înregistrate de elementele meteorologice în stratul de aer inferior (de regulă sub 2 m înălŃime) ca urmare a influenŃei directe, exercitate de porŃiuni mici, omogene ale suprafeŃei active subiacente. Agroclimatologia se ocupă cu studiul efectelor pe care variaŃiile şi schimbările timpului şi a climei le au asupra ramurilor agriculturii. Climatologia urbană studiază influenŃa oraşului asupra regimului hidrometeorologic prin suprafaŃa sa activă artificială, emisiile de substanŃe nocive în atmosferă, prin nivelul intravilanului.

2

FACTORII GENETICI AI CLIMEI

Clima este influenŃată in principal de: - factorii radiativi (radiatia solara si variatiile sale anuale), - factorii fizico geografici (latitudine, altitudine, apropierea de ocean sau de mare,

de formele de relief (mai ales muntii si dealurile), - factorii dinamici (circulaŃia generală a atmosferei), - precum şi de activităŃile desfăşurate de societatea umană (factorul antropic). 1. FACTORII RADIATIVI (Radiatia solara. Bilantul radiativ caloric si componentele sale) 1.1. Radiatia solara

Aproape toate procesele geofizice si biofizice care au loc la suprafata Pamantului si in atmosfera se datoreaza radiatiei solare, energia necesara declansarii si evolutiei lor ulterioare in timp si spatiu. Rolul determinant pe care energia radianta solara il joaca in geneza diferitelor tipuri de clima reiese si din faptul ca in absenta ei, ceilalti factori climatogeni nu pot actiona.

Actiunea climatogenica a factorilor radiativi se desfasoara sub influenta factorilor astronomici ce conditioneaza intensitatea radiatiei solare si repartitia sa pe suprafata terestra.

Factorii astronomici sunt: - distanta fata de Soare, - variatiile minore ale activitatii solare pe parcursul unui an, - sfericitatea Pamantului, - inclinarea axei sale fata de planul de rotatie in jurul Soarelui, - parametri miscarilor de rotatie si de revolutie ale Pamantului. Cantitatea de energie primita de catre Pamant este determinata de distanta fata de

Soare si in foarte mica masura de fluctuatiile periodice si neperiodice ale activitatii solare. Totalitatea fluxurilor radiative ce strabat atmosfera terestra constituie factorii radiativi, factori climatogenici fundamentali.

Repartitia geografică a radiatiei solare globale (totale)

Media anuala a radiatiei globale inregistreaza valori sub 60 kcal/cm2/an in zonele polare si de 60 – 80 kcal/cm2/an in zonele subpolare.

Zonele temperate primesc in medie, anual, circa 80 – 130 kcal/ cm2/an. Valoarea medie anuala a radiatiei solare globale este pentru Romania, de circa 120 kcal/ cm2.

In zonele subtropicale, valorile medii se situeaza intre 130 – 150 kcal cm2/an.

Cele mai ridicate valori se inregistreaza in zonele tropicale, cu umezeala scazuta si in special nebulozitate redusa (150 -200 kcal/ cm2/an).

In zonele subecuatoriale si ecuatoriale, umezeala si nebulozitatea ridicata fac ca radiatia globala medie primita pe parcursul unui an, sa fie mai scazuta decat cea receptata in zonele tropicale (140 – 170 kcal/ cm2/an) (fig. 1-123).

Datorita unei suprafete mai mari ocupata de uscat, implicit unor umezeli mai scazute a aerului si unei nebulozitati mai scazute decat cele din emisfera sudica, in emisfera

3

nordica, valorile medii anuale sunt in general mai ridicate cu cca. 10 kcal/cm2 decat valorile receptate de respectivele zone climatice ale emisferei sudice.

Cele mai ridicate medii anuale ale radiatiei solare globale se inregistreaza in zonele tropicale si chiar subtropicale din America Centrala si respectiv America de Nord (Podisul Mexicului si Arizona), cu valori de peste 200 kcal/ cm2, iar in zonele aride din Nordul Africii, Peninsula Arabica si Sudul Podisului Iranului, de peste 210 kcal/cm2.

Recordurile pentru intreaga planeta sunt inregistrate in Sudul Egiptului si Nordul Sudanului, cu medii anuale de peste 220 kcal/ cm2/an.

Valori mai scazute decat cele specifice zonei tropicale se inregistreaza in teritoriile din sudul si sud - estul Asiei, aflate in aria climatului musonic. Aici în sezonul cald, predomina musonul de vara, dinspre oceane, ce aduce aer excesiv de umed si cu nebulozitate ridicata. Umezeala ridicata a aerului si nebulozitatea ridicata fac ca in cele mai umede zone ecuatoriale (Amazonia sau aria Golfului Guineei) valorile medii anuale ale radiatiei globale să coboare sub 150 kcal/ cm2.

Cele mai mari si cele mai reduse valori medii lunare se inregistreaza in lunile in care se produc solstiŃiile, iunie si decembrie. Luna iunie este luna de maxim pentru emisfera nordica si de minim pentru emisfera sudica, iar decembrie, luna a valorilor medii cele mai ridicate pentru emisfera sudica si a valorilor cele mai scazute, in emisfera nordica.

RepartiŃia valorilor medii ale radiaŃiei globale în luna iunie

În luna solstiŃiului de vară al emisferei nordice, valorile medii ale radiatiei solare globale in luna iunie prezinta o zonalite latitudinala evidenta doar in emisfera sudica (fig 2-124).

Emisfera nordica, cu intinse arii continentale si cu predominarea unor importanti curenti oceanici, reci sau calzi, cu directie in sensul longitudinii, prezinta o distributie variata, in care se impun relevant si caracteristicile suprafetei active.

Ariile cu valori medii lunare de peste 20 kcal/ cm2 sunt mai numeroase si mai extinse decat cele inregistrate in luna decembrie in emisfera sudica:

- în zona polului nord se inregistreaza valori sub 14 kcal/ cm2, - in zonele subpolare si temperate se inregistreaza valori in jur de 14 – 16

kcal/cal/ cm2 - în zonele subtropicale se inregistreaza valori de peste 18 kcal/ cm2 - în zonele tropicale, nordul Africii, Asia de SV si in Nordul Podisului Mexican se

inregistreaza peste 20 kcal/cm2, - iar in zonele climatului musonic, din Asia de Sud si SE, datorita musonului de

vara, valorile scad sub 12 kcal/cm2. In emisfera sudica, valorile medii lunare ale radiatiei solare globale ale lunii iunie

scad constant, din zona tropicala, spre cea polara, unde, in conditiile noptii polare, ajung la 0 kcal/cm2.

4

RepartiŃia valorilor medii ale radiaŃiei globale în luna decembrie

În luna solstiŃiului de vară al emisferei sudice, repartiŃia geografică a radiaŃiei globale (fig 3-125) se caracterizează printr-o situaŃie inversă lunii iunie.

Zonalitatea repartiŃiei este prezentă numai în emisfera nordică, la nord de tropicul Racului, cu valori de la 0 kcal/cm2, la nord de latitudinea nordică de 70˚, unde in aceasta luna este noapte polara; pe oceanele temperate si subpolare sudice, in acesta luna se primeste in medie o cantitate de 10 – 12 kcal/cm2 iar in Antarctica, unde predomina regim anticiclonic, cu timp senin, peste 12 kcal/ cm2. Dar cantitatea de radiatie globala primita de suprafata Antarcticii se pierde aproape in totalitate prin reflexie de pe suprafata ghetii si a zapezii.

Cele mai mari cantităŃi se înregistrează în regiunile aride şi semiaride. In aceasta luna, in Centrul si Nordul Australiei se primeste in medie o cantitate de peste 16 kcal/cm2, iar in Sudul Africii, in Desertul Kalahari si in America de Sud, la est de Anzi, in Gran Chaco, se recepteaza in medie, peste 18 kcal/ cm2, iar în centrul deşertului Kalahari peste 20kcal/cm2.

1.2. BilanŃul radiativ caloric

RepartiŃia geografică a bilantului radiativ caloric

BilanŃul radiativ al suprafetei terestre reprezintă raportul dintre cantitatea de energie radianta primita si cea pierduta.

BilanŃul radiativ este pozitiv pe intreaga planeta, cu excepŃia zonelor continentale ultrapolare. Valorile sale sunt, pe oceane, cu 25% mai mari decat pe suprafeŃele continentale, zone unde prezinta valori mari, iar în zonele aride, valori scazute.

RepartiŃia sumelor medii ale bilanŃului radiativ

Analiza succintă a repartiŃiei sumelor medii anuale ale bilanŃului radiativ (fig 4-126) conduce la concluzia că, pentru aceleaşi latitudini, bilanŃul radiativ al oceanelor este substanŃial mai mare decât al continetelor.

Valorile medii anuale ale bilantului radiativ ale suprafetei terestre sunt ridicate în zonele aride, depasind 140 kcal/cm2/an, pe suprafata Marii Rosii, a Marii Arabiei, a Marii Timor si a Oceanului Indian, la nord-vest de Australia, dar fiind sub 60 kcal/cm2/an in teritoriile tropicale aride, unde aerul lipsit de umezeala si nebulozitatea, permit pierderi radiative nocturne mari de pe suprafaŃa terestra.

5

In medie, pentru Romania, valoarea bilantului radiativ al suprafetei terestre este de 50 kcal/cm2/an. Pe suprafata calotei glaciare a Oceanului Înghetat, valorile medii ale bilantului radiativ se situează in jur de 2 kcal/cm2/an, scazand pana la valori între -4 si -5 kcal/cm2/an, iar în centrul Antarcticii la -7 - -8 kcal/ cm2/an.

RepartiŃia sumelor medii ale bilanŃului radiativ în luna iunie.

În luna iunie bilanŃul radiativ este pozitiv de la Polul Nord până la latitudinea de 400sud, dar coincide aproximativ cu izolinia de 0 şi este negativ de la aceasta până la Polul Sud (fig. 5-127).

Cele mai ridicate medii ale bilanŃului radiativ al lunii iunie se înregistrează pe unele suprafeŃe oceanice din zona tropicală a emiferei nordice (largul coastelor nord-vestice ale Africii, nordul Mării Arabiei) unde pot depăşi 12-14 Kcal/cm2/lună. Pe continente, la aceleaşi latitudini (Mexic, Sahara, Arbia) valorile corespunzătoare coboară la 8-6 Kcal/ cm2/lună.

RepartiŃia sumelor medii ale bilanŃului radiativ în luna decembrie.

În luna decembrie bilanŃul radiativ este pozitiv de la Polul Sud până la latitudinea de 400 nord, unde se situează izolinia de 0 şi este negativ de la aceasta până la Polul Nord (fig. 6-128).

Invers decât în iunie, zonalitatea este slab exprimată în emisfera sudică, dar foarte evidentă în cea nordică, mai ales pe oceane.

Cele mai ridicate medii ale bilanŃului radiativ al lunii decembrie se înregistrează pe unele suprafeŃe oceanice din zona tropicală a emiferei sudice (largul coastelor sud-estice ale Braziliei şi largul coastelor de NV şi NE a Australie) unde pot depăşi 12 Kcal/ cm2/lună.

RepartiŃia geografică a principalelor componente ale bilanŃului caloric

Deoarece căldura rezultată din bilanŃul radiativ al suprafeŃei se consumă în 3

procese principale: - încălzirea stratelor mai adânci ale solului

6

- încălzirea aerului de deasupra - evaporarea apei, rolul climatogen jucat de acesta se complică, făcând necesară

cunoaşterea repartiŃiei geografice a consumurilor reprezentate de ultimele două procese.

RepartiŃia geografică a cantităŃilor medii anuale de căldură consumate în

procesul schimbului turbulent (încălzirea stratelor de aer din imediata apropiere a suprafeŃei terestre).

Se înregistrează uşoare diferenŃe între cele două tipuri fundamentale de suprafeŃe active: ocean şi uscat (fig. 7 -129).

Deasupra oceanelor valorile schimbului turbulent sunt relativ reduse. CantităŃi de căldură mai mari (20-30 kcal/cm2) cedează atmosferei doar suprafeŃele oceanice străbătute de curenŃi calzi (Gulfstream şi Kuroshivo). Există şi regiuni străbătute de curenŃi oceanici reci, în care schimbul de căldură este negativ (atmosfera cedează căldură uscatului), dar atât întinderea cât şi valoarea schimbului respectiv sunt neînsemnate.

Pe uscat, valorile maxime ale schimbului turbulent se înregistrează în deşerturile subtropicale (40-50 kcal/cm2/an) caracterizate prin sume mari ale radiaŃiei globale şi evaporaŃie extrem de redusă.

Regiunile intertropicale umede, cu consum mare decaldură în timpul evaporaŃiei, au valori de 30-20 kcal/cm2/an, până la 10 kcal/cm2/an .

În regiunile temperate, căldura cedată atmosferei prin schimbul turbulent este de 30-20 kcal/cm2/an, iar în cele polare sub 10 kcal/cm2/an din cauza scăderii bilanŃului radiativ, paralel cu creşterea latitudinii.

RepartiŃia geografică a cantităŃilor medii anuale de căldură consumate în

procesul evaporaŃiei

Se evidenŃiază diferenŃieri semnificative între ocean şi uscat (fig 8-130). Pe suprafeŃele

oceanice, cele mai mari cantităŃi anuale de căldură consumate în procesul evaporaŃiei (120-140 kcal/cm2) se înregistrează în regiunile tropicale cu presiune atmosferică, vânturi constante şi nebulozitate redusă.

Valorile respective scad, atât către zona ecuatorială (din cauza slăbirii vânturilor şi micşorării dificitului de saturaŃie) unde se cifrează la circa 60-80kcal/cm2, cât şi spre zonele extratropicale (din cauza radiaŃiei globale), în care oscilează între 80 şi sub 10 kcal/cm2.

7

DiferenŃieri considerabile generează şi curenŃii oceanici, cei calzi determinând creşterea, iar cei reci scăderea substanŃială a consumului de căldură în procesul evaporaŃiei.

Pe continente cantităŃile de căldură consumate în procesul evaporaŃiei sunt mai reduse decât pe oceane, pe de o parte din cauza valorilor mici ale bilanŃului radiativ şi vitezei vânturilor, iar pe de altă parte din cauza umidităŃii reduse (sau inexistente) a suprafeŃelor evaporante. Aceste cantităŃi sunt de peste 60 kcal/cm2/an în regiunile intertropicale umede şi scad pe măsura creşterii latitudinii până la valori de sub 10 kcal/cm2/an în cele polare.

2. FACTORII FIZICO – GEOGRAFICI

Factorii fizico-geografici desemnati sub acest generic sunt constituiti de varietatea insusirilor suprafetei terestre, care are un rol decisiv in imprimarea trasaturilor fizice ale atmosferei inferioare. Caracteristicile importante, cu rol climatogenetic major, ale acesteia, constau în natura sa, apă sau uscat, ca si in alte caracteristici, intre care, relieful, in special prin parametrul altitudine, toate acestea exercitând modificari majore.

Dacă radiaŃia solară ar fi singurul facto genetic al climei, aceasta ar fi distribuită zonal, dar în realitate, aceaşi cantitate de radiaŃie solară este însuşită şi distribuită diferenŃiat din cauza neomogenităŃii suprafeŃei condiŃiilor fizico geografice.

Cele mai pregnante diferenŃieri a rolului climatogen jucat de factorii fizico – geografici se constată când se analizează comparativ modul cum sunt influenŃate elementele meteorologice (respectiv caracteristicile climei) de către cele două tipuri fundamentale de suprafaŃă activă: apa şi uscatul.

Rolul climatogen al suprafeŃelor active oceanice şi continentale

Între cele doua tipuri majore de suprafata activa exista deosebiri transante, în ceea

ce priveşte capacitatea lor de a alimenta troposfera cu caldura si vapori de apa. Transmisia calorica spre atmosfera, de pe cele doua tipuri de suprafete este atat de

diferita, datorită deosebirilor majore ale caracteristicilor calorice. Astfel, apa are un albedou mediu mai redus cu 10-20%, decat uscatul lipsit de strat de zapada.

Spre deosebire de sol, mediul acvatic este transparent, radiaŃiile patrund la adancimi mari, iar mobilitatea mediului acvatic asigura o posibiltate in plus de transmitere spre adanc, sau dinspre adanc, a fluxurilor calorice.

Suprafetele acvatice cedeaza atmosferei in mod direct, doar 10% din cantitatea de caldura primita, fata de suprafata uscatului, care cedează circa 40-50%, din căldura primită. Căldura primită de ape este consumată preponderent procesele de evaporaŃie.

Deasupra oceanelor, radiatia difuza creste in detrimentul celei directe, radiatia globala este mai scăzuta deasupra oceanelor, ca si radiatia efectivă.

Deasupra uscatului, trasaturile climatelor oceanice pot fi transmise in interior la mari distante. Dacă sistemul curentilor atmosferici este indreptat majoritar spre continent si dacă mari lanturi montane care nu blocheaza accesul spre interior, asttel, climatul oceanic se extinde în Câmpia Germano-Poloneza la peste 1000 km de tarmurile Marii Nordului.

In climatele oceanice, inertia termică este mare, primăvara este mai rece decat toamna, lunile cu temperatura medie cea mai ridicata sunt august, in emistera nordica si februarie in emisfera sudica, iar lunile cu temperaturile medii cele mai scăzute sunt februarie în emisfera nordica si august in emisfera sudica.

Temperaturile maxime si minime anuale se inregistreaza in general, cu două luni intarziere fata de datele solstitiilor. Deasupra oceanelor amplitudinea medie anuală a temperaturii aeului creste de la 2-30C la ecuator, la 10-12°C, în zonele subpolare.

Valorile sunt mai crescute pentru teritoriile in care uscatul este majoritar, pentru toate zonele cilimatice. In zonele temperate si subpolare oceanice, amplitudinea medie

8

anuala a temperaturii aerului ajunge să aibă valori de 6-7 ori mai mici decat deasupra uscatului, in climatele excesiv continentale. De exemplu, valoarea medie a acesteia este de 54°C la Oimeakon si de doar 80C în Insufele Shetland. Amplitudinile zilnice ale temperaturii aerului, nu depăşesc deasupra oceanelor valorile de 1-2°C.

Caracteristicile termice diferite ale apei si uscatului se răfrâng si in caracteristicile barice diferite. larna se inregistreaza maximele barice deasupra continentelor, iar vara deasupra oceanelor, din aceasta rezultand circulaŃia musonica, pe teritorii intinse, sau vanturi locale produse de variaŃiile barice diure dintre ape si uscat (brizele de mare-uscat). Datorita reducerii fortei de frecare, deasupra oceanelor viteza vântului este crescută, comparativ cu ariiile continentale, directia este aproape paralela cu izobarele, fata de ariile continentale, unde este oblică faŃă de izobare, iar diferenŃierile barice se anulează mult mai repede decat pe oceane. Acesta este unul dintre motivele pentru care depresiuni barice foarte adanci, cum sunt ciclionii tropicali, se distrug rapid, cand ajung deasupra uscatului.

DiferiŃi parametri ai umezelii aerului au valori mai ridicate deasupra suprafetelor acvatice, decat deasupra uscatului, cu exceptia deficitului de saturatie.

Astfel, umezeala absolută si umezeala relativă sunt cu mult mai ridicate deasupra suprafetelor oceanice.

Datorita acestui fapt, ceata este mai frecventa deasupra suprafetelor oceanice, iar nebulozitatea este mai ridicată decat deasupra uscatului. Valorile medii multianuale ale precipitatiilor atmosferice sunt mai mari deasupra oceanelor si a tărmurilor, decat in interiorul continentelor.

Survin si modificiri majore ale regimului ploilor. Astfel, daca climatul temperat continental se caracterizeaza printr-un semestru cald si ploios, in climatul temperat oceanic, valorile cantitatilor de precipitatii din cele două semestre sunt asemănătoare, uneori fiind cu putin mai mari cantităŃile căzute in semestrul rece.

9

Datorită acestor diferenŃe puternice dintre parametri tuturor elementelor si fenomenelor climatice, intre suprafetele oceanice si cele ale continentelor sunt generate două tipuri fundamentale de climat oceanic si continental.

Influenta reliefului asupra climatului

Dintre factorii climatogenetici apartinand suprafeŃei uscatului, relieful, ca factor local de actiune se impune cel mai putemic, mai ales prin altitudine.

FaŃă de alte forme de relief, în cazul munŃilor, influenta altitudinii devine pregnantă, generand diferentieri majore ale tuturor elementelor si fenomenelor climatice, conturandu-se varianta de climat de munte, climat care isi exercită influenta si asupra regiunilor invecinate.

Pe langă altitudine, actiunea climatogenetică a reliefului se manifestă si prin expoziŃia si inclinarea versantilor şi prin morfologie. Relieful major al continentelor, prin modificarea circulatiei generale a atmosferei, poate influenta caracteristicile si distributia mezoclimatelor, iar formele de relief cu altitudini si extinderi mai reduse, îsi imprimă influenta la nivel topoclimatic.

RadiaŃia solară. Cresterea altitudinii duce la scăderea grosimii troposferei (unde

se află majoritatea masei atmosferei), la scaderea concentraŃiei în vapori de apa si impurităŃi, ceea ce duce la creşterea transparentei, rezultand o crestere a fluxului radiatiei solare directe. In ariile montane de medie si mare altitudine, cresterea cantităŃii de radiatie directă este mai evidenta iarna, cand aceste arii se află de multe ori deasupra norilor din etajul inferior. In Alpi, intre altitudinile de 2000-3000 m, radiaŃia directa este mai mare, în comparatie cu ariile joase inconjuratoare cu 30% vara si cu 50%, iarna. Tot in Alpi, la altitudini de 1800 m radiatia ultravioleta este de 2,5 ori mai intensa iarna si de 2 ori mai intensa vara, fata de altitudinea 3000 m, in zona temperată.

Radiatia difuză este de 2,5 ori mai mică decat in etajul zăpezilor, datorita numeroaselor procese de reflexie, radiatia difuza creste in urma proceselor mentionate. Pe total, radiatia globala este mai ridicata, la altitudinea de 3000 m cu 20-30% fata de ariile joase invecinate.

Expozitia si panta versantilor este importantă mai ales in cazul radiatiei directe si globale la altitudine. Radiatia efectiva este mare, mai ales in noptile senine, radiatia terestra scăzând uşor, datorită unei atmosfere mai subtiri, mai sărace în vapori de apă. Valorile bilanŃului radiativ se reduc odata cu altitudinea.

Temperatura aerului.

Temperatura aerului scade odată cu alfitudinea după gradientul termic vertical de 0,5-0,60C/100m. Valorile medii ale acestui gradient sunt diferite, fiind in arilie continentale ale zonei temperate în medie mai mari vara si ziua de 0.8°C /100 m si mai mici iarna si noaptea de 0,40C 100 m.

In ariile montane, in formele negative de relief, depresiuni si vai, mai ales in regim anticiclonic, toamna si iarna, noaptea si dimineata, se creeaza conditii favorabile instalarii inversiunilor termice.

Datorita contactului mai facil cu stratele mai inalte ale atmosferei libere, o parte din trasaturile termice ale muntilor sunt influentate, intr-un grad ce creste cu altitudinea, de caracteristicile termice ale atmosferei libere. Astfel, comparativ cu ariile joase, unde in ariile temperat-continentale, mediile lunare cele mai ridicate se inregistrează in iulie, iar cele mai- scazute în ianuarie, in ariile montane inalte, creste inerŃia termică, valorile medii lunare cele mai ridicate înregistrandu-se in august, iar valorile medii lunare cele mai scazute, in luna februarie. Amplitudinile termice scad cu altitudinea.

10

De asemenea, momentele maximei absolute si al minimei absolute, sunt intarziate fata de ariile joase. Contactul mai dificil sau mai facil cu masele de aer ale atmosferei libere face ca amplitudinile termice zilnice si anuale sa fie mai ridicate in formele concave de relief si mai scazute deasupra formelor de relief convexe.

Nebulozitatea mai crescută din muntii josi si mijlocii reduce mult amplitudinea termica medie anuale şi aproape la jumatate, amplitudinea zilnica.

Presiunea atmosferică.

Influenta directă, sesizabila senzorial, a presiunii atmosferice asupra climatului este scăzută, fiind simtita doar la ascensiuni sau coborari rapide, pe un ecart mare de altitudine, fiind restrictive pentru dezvoltarea societatii omenesti, la altitudini mai mari de 3000 m, pragul superior al asezarilor umane fiind in zona caldă, in Anzii peruvieni, de 5200 m.

Prin rarefierea masei atmosferice se produce o crestere a fluxului radiativ, iar diferentele barice generează circularia atmosferică, generala si locală, cu sistemul de vanturi si de formaŃii barice mobile, care acŃioneaza ca factor moderator, atat termic, cat si pentru umezeala. Influenta sa este sesizabila aproape asupra tuturor elementelor si fenomenelor climatice.

Umezeala aerului. Umezeala absolută scade cu altitudinea, dar mai încet decat in atmosfera libera, deoarece suprafata terestra asigura un plus de vapori de apă, prin evaporari, desi aceestea scad putemic odata cu cresterea altitudinii, iar schimburile cu atmosfera libera, mai uscata, sunt foarte intense. Maximele anuale se produc vara, iar minimele iarna, indiferent de altitudine.

Umezeala relativă. La altitudini mijlocii şi mari, valorile medii lunare cele mai ridicate se produc vara, iar cele mai coborate, iarna, invers decat in ariile joase.

In ariile joase, vara, datorita evaporărilor intense, tensiunea vaporilor creste, dar incalzirea puternica a aerului duce la cresterea si mai rapida a valorii tensiunii de saturatie. În plus, vara, vaporii de apa capata densităŃi mult mai mici, la temperaturi ridicate, comparativ cu aerul uscat, având aceleaşi temperaturi, generandu-se condiŃiile unei puternice convecŃii in masele de aer cald si umed.

Aceste mase se vor deplasa pe verticală, atât în atmosfera liberă, cat si pe versanŃii montani, unde vanturile de vale, din sistemul circulaŃiei periodice locale, vor accentua umezirea printr-un contact dinamic cu suprafata văilor, cu un potential mare de evapotranspiratie.

Aerul umed din ariile jose, deplasat pe altitudine, va fi înlocuit de aer cu conŃinut mai scăzut in vapori, provenit din descendenŃa din strate inalte ale troposferei. Temperaturile ridicate, ridicând valoarea tensiunii de saturatie, vor accentua scăderea valorilor în ariile jose, iar temperaturile scăzute din ariile inalte, vor scădea valorile tensiunii de saturatie, mărind valorile umezelii relative.

Iarna, umezeala relativa este scăzuta în ariile montane, datorită aportului scazut de vapori de apa de pe suprafata terestra locala, cat si de un aport redus dinspre vai, predominand miscari descendente. În vai, aerul umed este răcit sub stratele de inversiune, in situatia unor frecvente si intense inversiuni termice cauzate de regimuri barice anticiclonice, dar si cu alte cauze. Scăderea valorii tensiunii de saturatie datorata scăderii temperaturii, nu poate compensa scăderea si mai rapida a tensiunii vaporilor de apă.

Regimul diurn al umezelii relative a aerului in arilie montane este de asemenea invers celui din ariile joase, mecanismele de actiune ce produc această situatie fiind asemănătoare celor care genereaza particularităŃile regimului anual. Valorile cele mai ridicate se produc la amiază, in intervalul de maxim al convectiei, iar valorile cele mai scazute, in partea a doua a noptii. În perioada de maximă dezvoltare a mişcărilor descendente circulatia periodică locală, vânturile de munte-vale avand un rol important in conturarea unei astfel de distributii.

11

Aceasta este o inversare a tipului de regim fata de situatia prezenta in ariile joase si muntii inalti din zonele aride si semiaride. Acolo, schimburile de umezeala dintre altitudinile reduse si cele ridicate sunt limitate, tensiunea vaporilor de apa avand un rol mai redus, schimbarile de temperatura, care modifica valorile tensiunii de saturatie fiind hotaratoare.

Nebulozitatea. Dacă in ariile joase, valorile nebulozitatii sunt in special rezultatul

regimului circulatiei generale a atmosferei, in munti este influenŃată de numeroşi factori locali, cum ar fi rolul de baraj exercitat de lanturile montane, orientarea versantilor faŃă de radiaŃia solară si directia vânturilor, altitudine etc.

In zonele temperate, pe versanŃii cu expoziŃie sudică, cu pante reduse se creeaza conditii ideale pentru dezvoltarea convectiei termice si apariŃia norilor cumuliformi. Nebulozitatea redusă caracterizează munŃii înalŃi din zonele aride si semiaride (muntii Asiei Centrale, Pamir, Tibet, Podisul Marelui Bazin, Podisul Mexicului, etc.).

Pe flancurile dinspre ocean, ale lanturilor montane şi pe direcŃia vânturilor predominante se produc nori convectivi orografici si precipitatii mai ridicate decât in regiunile înconjuratoare. Pe flancurile interne dinspre continent, ca si pe cele adapostite faŃă de circulatia dominantă se produc miscari catabatice, foehn, care duc la uscarea aerului si la scaderea nebulozitătii.

În muntii inalti in corelaŃie cu regimul umezelii relative a aerului, nebulozitatea creşte vara, scazand iarna, cand aceste arii se află deasupra norilor inferiori. Aici, la distanta de sursele de umezire, nebulozitatea este minima la amiaza si maxima noaptea, factorul de control fiind in principal temperarura aerului, a cărui crestere la amiaza duce la cresterea valorii tensiunii de saturatie; scaderea temperaturii noaptea duce la scaderea tensiunii de saturatie.

Ceata este foarte frecventa în regiunile montane, la sol si in inălŃime, aceasta din urmă fiind adesea greu de deosebit fata de nori. Factorii favorizanti sunt generati de:

- turbulenta mare si de amestecul frecvent al maselor de aer cu umezeli si temperaturi diferite,

- de valorile reduse ale tensiunii de saturatie in climatul rece, - de frecventa si intensitatea mare a inversiunilor termice, aerul umed fiind

acumulat la sol, sub stratul de inversiune. Precipitatiile atmosferice. Convectia orografica determina cresterea cantitatilor

de precipitatii. Desigur, in anumite conditii si pana la anumite limite. Cresterea este direct proportionala cu inaltimea barierei montane, insa de la o limită in sus, intensificarea condensariii produsa de scaderea temperaturii odata cu altitudinea, nu mai poate concura cu scăderea tensiunii vaporilor de apa, intensitatea condensarilor scade, scazand cantiatea de precipitatii.

Nivelul de altitudine la care precipitatiile ating valoarea maxima, se numeste nivelul optimului pluviometric, care este o valoare medie multianuală. Acesta este diferit de la o zona la alta, depinzand de tensiunea vaporilor si de temperatura, fiind diferit pe plan local, in functie de expozitia versantilor, dar şi de circulaŃiile cu diverse caracteristici ale tensiunii vaporilor. Regimul diurn si anual este de asemenea determinat de regimul diurn si anal al tensiunii vaporilor si temporaturii aerului. De regulă valorile acestuia sunt mai scăzute in zonele umede si mai ridicate in zonele calde. In zona temperata, la latitudini asemanatoare valorile optimului pluviometric sunt in jurul altitudinii de 2000 m in Carpati, in Caucaz, la 2500 m, iar in muntii Asiei Centrale la 3000m.

Maximele pluviometrice ale Terrei înregsitrează valori medii multianuale de peste 10500 mm (Cherapundji si Mawsynram, in India de nord-est) fiind de natura orografica. Pe versanŃii de sub vânt, în depresiuni si in podişurile interioare inconjurate de lanturi montane, cantităŃile de precipitaŃii sunt scăzute.

12

PoziŃia catenelor muntoase este foarte importantă pentru distribuŃia spaŃială a precipitaŃiilor. Cantitatea cea mai mare de precipitaŃii caracterizează Africa şi America de Sud în sectoarele ecuatoriale, Filipine şi Antilele Mici. Sectoarele sud - estice şi nord - vestice ale continentelor primesc o cantitate mare de precipitaŃii ca urmare a alizeelor. Sud - estul Asiei primeşte cea mai mare cantitate de apă datorită existenŃei musonului de vară care bate dinspre ocean spre mare (8.000 - 12.000 mm sau 300 zile cu ploaie pe an). În unele locuri contrastele sunt foarte mari: pe versantul oriental al Anzilor, la 230 lat. S şi Câmpia Chaco, acoperite cu păduri primesc precipitaŃii până la cca. 2.000 - 2.500 m altitudine; peste această valoare precipitaŃii scad brusc. În Hawaii există un maxim pluviometric de 8.000 mm la altitudinea de 1.000 m, după care gradientul pluviometric scade treptat până la 3.000 m unde valoarea este de 500 mm. Datorita scaderii temperaturilor odată cu altitudinea, creste procentul precipitatiilor solide, care pot deveni exclusive. Astfel, in zona temperată in Alpii ElveŃiei, la poale, in medie, doar 5-10% din cantitalea anuală de precipitatii este sub forma solidă, iar la alitudinile de peste 3500 m precipitatiile sunt exclusiv sub forma solida.

Durata medie a stratului de zapadă creste in zona temperata, cu 3-4 zile, la o crestere a altitudinii cu 100 m. Distributia pe Terra a stratului de zăpadă creşte în funcŃie de numeroşi factori, printre care doi sunt decisivi: temperatura aerului si cantitatea si regimul precipitaŃiilor atmosferice.

Limita gheŃurilor şi a zapezilor permanente are două explicaŃii: climatică (sau teoretică) si orografica. Limita orografică este determinată cu precădere de orientarea culmilor si de expozitia versanŃilor, ca şi de morfologia reliefului. Aceşti factori, impreună cu natura predominanta a suprafeŃei active, actioneaza in corelatie cu radiatia solară şi cu caracteristicile circulatiei generale ale atmosferei.

Astfel între latitudinile de 0-100, limita zapezilor permanente poate cobori la altitudinea de 4600 m in emisfera nordica si pana la 5000 m în emisfera sudica;

- intre latitudinile de 2O-300 la 5000 m in emisfera nordica si la 5600 m, in emisfera sudica;

- intre latitudinile de 40-500, la 3000 m, in emisfera nordică si la 1500 m, in emisfera sudica;

- intre latitudinile de 60-700, la 1100 m in emisfera nordica si la 0 m, in emisfera sudica.

Datorită precipitaŃiilor bogate, limita zapezilor permanente coboara uneori si sub latitudinea izotermei de 0°C. Dependenta limitei inferioare la care coboara zăpezile permanente, fata de cantitea de precipitatii, este mai puternica decat dependenta faŃă de regimul tennic. Acest fapt este demonstrat de situatia din Caucazul Vestic, unde, pe versantul sudic bogat in precipitatii, dar calduros, limbile gheŃarilor pot cobori pana la altitudinea de 2800 m, pe cand, pe versantul nordic, mai rece, dar mai uscat, ghetarii pot cobori doar pana la altitudinea de 3400 m.

Vântul. Specificul ariilor montane este dat in special de frecventa si intensitatea mare a circulatiei periodice locale, vanturile de munte-vale, proces sesizabil pe versanti si predominant pe vai. Se adaugă canalizarea aerului si chiar schimbari de directie in cazul unor curenti ai circulatiei generale pe vai, stoparea unor curenti de catre lanturile montane inalte, sau devieri ale acestora spre sectoarele laterale sau spre ariile mai joase ale acestor lanturi montane, prin care se va realiza traversarea.

Se remarcă de asemenea intensificari ale vitezelor la nivelul culmilor, depasind chiar vitezele de la aceeasi altitudine din atmosfera libera. Se adauga incetiniri ale vitezei, pe pantele pe care se face ascensiunea. Ca urmare a valorilor mari ale gradienŃilor verticali ai principalelor elemente meteorologice, munŃii înalŃi determină o etajare a climatică cu efecte directe în etajarea vegetaŃiei. Aceasta repetă zonalitatea latitudinală a climei, dar la distanŃe mult mai mici (temperatura de pildă se modifică cu 5-60C la 1000 m distanŃă verticală şi la peste 600 km distanŃă orizontală în lungul meridianelor).