UNIVERSITATEA DE VEST VASILE GOLDIS DIN ARAD

AGROMETEOROLOGIE SUPORT D E C U R S

Sub ingrijirea: lect. univ. dr. ing. TRELLA ADRIAN

I. NOTIUNI INTRODUCTIVE1. 1. OBIECT I DEFINIIEMeteorologia, ramura a geofizicii, studiaza fenomenele i procesele fizice din atmosfera terestr, cu scopul cunoaterii legitilor ce le determin, apariia i evoluia, interrelaiile i intercondiionarea lor. Meteor, n limba elen, desemneaz un fenomen ce se produce n atmosfer, ceva ce exist sau se produce n atmosfer. Cuvntul, ptrun n mai toate limbile europene, a stat la baza denumirii acestei ramuri de stiinta, meteorologia, denumire ptruns n limba romna, prin intermediul limbii franceze. Ca stare, desemneaz fenomene ce se produc n atmosfer, cauzate de prezena apei, luminii, electricitii, particulelor de pe scoara terestr i altele. Principalul scop al meteorologiei este prognoza. De baza n problematica meteorologiei, ca i a climatologiei, este studiul energiei solare, a proceselor sale de transformare, a dinamicii atmosferei. Studiul meteorologiei i climatologiei se face prin analiza integrate. Invelisul atmosferic, component a1 geosistemului, este studiat sub raportul conexiunilor, al relaiilor reciproce, reversibile, al interconditionarii cu celelalte invelisuri terestre. Integrarea geografica se realizeaza raportand i incorporand fenomenele i procesele atmosferice n complexul geosistemic. Pentru cunoasterea numeroaselor procese i fenomene din atmosfera, a cauzelor ce le genereaza i a legaturii de interdependenta dintre ele, meteorologia foloseste un ansamblu de date, rezultate, mijloace i metode preluate din intreaga stiin, n principal din fizic, apoi din matematica, geografie, utilizand cele mai avansate tehnologii. Principalele fenomene i procese fizice ce se desfoar n atmosfera sunt de natur termoconvectiv i au ca sursa primera de energie radiatia solara transformata n caldura la nivelul suprafeei terestre. Aceste fenomene i procese din atmosfera, depind de modificrile principalelor insusiri fizice ale aerului, care, ca i ale oricarui gaz sunt: temperatura, volumul i presiunea. Acesti parametri, stran legati intre ei, se supun legilor fizicii gazelor. Umezeala aerului, impuritile i ionizarea gazelor maresc complexitatea legitilor carora se supune atmosfera, ca i faptul ca volumul de gaze al atmosferei nu este inchis, ci n contact cu suprafaa terestre, extrem de divers, care il influenteaza dinspre partea inferioara, spre limita superioara este difuza, contactul cu spatiul cosmic facandu-se prin strate de gaze diferite, din ce n ce mai rarefiate, n stare moleculara, apoi atomica. Miscarile de rotatie i revolutie ale Pamntului confera o dinamica specifica atmosferei. Procesele i fenomenele principale ce se produc n atmosfera sunt insotite de fenomene secundare, generate de prezenta apei, electricittii, de fenomene optice sau acustice n stratul inferior sunt dominante influentele suprafeei terestre, cu care au loc schimburi permanente de cldur i umezeala. Schimburile de enrgie dintre atmosfera i suprafaa terestr sunt controlate de ctre factorii geografici, fapt din care rezida legaturile meteorologiei cu geografia. Totalitatea fenomenelor i proceselor atmosferice ce caracterizeaz starea fizic a atmosferei ntr-un anumit moment i loc, constituie vremea. Succesiunea n timp a diferitelor stri fizice ale atmosferei, n continua schimbare, reprezint mersul sau evolutia vremii. Vremea se caracterizeaz prin totalitatea determinrilar cantitative i calitative ale diferitelor nsuiri de stare a atmosferei ca i asupra proceselor fizice ce se produc n atmosfera, numite elemente meteorologice. Acestea sunt: radiatia solara (acest element fiind i principalul factor climatogenetic), temperatura, presiunea, vntul, umezeala, nebulozitatea i precipitatiile. Parametrii elementelor meteorologice sunt determinati prin masuratori meteorologice. Se adauga manifestri fizice secundare; insuirile fizice secundare ale elementelor meteorologice, generate de pr-ezena apei n atmosfer, n suspensie cdere sau depuse pe suprafaa terestr, fenomene optice, electrice, acustice sau alte caracteristici secundare, care poarta numele de fenomene meteorologice. Msurarea 2

i aprecierile asupra fenomenelor meteorologice se efectueaza de cele mai multe ori on tars aparatus. Principala categorie de fenomene o constitute hidrometeorii, produsi de prezenta apei n atmosfera, n suspensie, cadere sau depusa pe suprafaa terestra. Se adauga fotometeorii, produsi de prezenta luminii, electrometeorii, produsi de electricitatea atmosferica i alte fenomene ce nu se ncadreaz n categoriile mentionate.

1. 2. RAMURILE METEOROLOGIEIStudierea aprofundat a unui numar crescnd de probleme i specializarea metodologiei de cercetare a fcut posibila delimitarea mai multor discipline ale meteorologiei. - Meteorologia general studiaza parametrii fizici ai atmosferei la naltimea de 2 m deasupra solului (pentru precipitatii la naltimea de 1,5 m, iar pentru vnt la 10 m). - Radiometria (actinometria) studiaza radiatia solara, terestra i a atmosferei i bilantul radiativ al suprafeei terestre, atmosferei i al Terrei. - Meteorologia dinamica se ocupa de studiul teoretic al miscarilor aerului atmosferic i al transformarilor de energie, n scopul perfectionarii meteorologiei sinoptice, - Meteorologia sinoptica (stiinta vremii), studiaza macroprocesele atmosferice (geneza i evolutia ciclonilor i anticiclonilor), a maselor de aer i a fronturilor, n scopul prognozei vremii. - Fizica atmosferei libere, are doua ramuri, aerologia i eronomia. Aerologia sudiaza atmosfera ntre altitudinile de 2 m i 100 km, iar aeronomia, la peste 100 km. - Micrometeorologia studiaza parametrii fizici ai atmosferei intre suprafaa solului i nivelul de 2 m. - Inframeteorologia studiaza parametrii fizici ai aerului din spatii nchise, interioare (cladiri, hale industriale, pesteri etc.). - Fizica atmosferei grupeaza discipline speciale ale meteorologiei, precum electricitatea, optica i acustica atmosferei. Vremea i implicit climatul influenteaza intreaga evolutie a societatii umane. Exemplele sunt numeroase. De-a lungul istoriei, migratii, rzboaie, aliante, perioade de foamete, rata mortalitatii i politicile demografice, dezvoltarea i decaderea unor civilizatii, au fost influentate i de evolutia vremii i modificarile climatice. De aceea, meteorologia i climatologia sunt de cea mai mare importanta practica, modificarile celorlalte invelisuri geografice fiind mai lente, uneori strict locale, evolutia lor fiind rezultatul schimbarilor de vreme i climat, fortele interne actionand de regula mai lent i mai constant. Necesitatile practice au dus la aparitia unor ramuri ale meteorologiei, stran legate de activitatatile societatii omenesti. Se detaseaz n special biometeorologia, care studiaza influenta schimbarilor de vreme asupra ntregii lumi vii. Intre subramurile biometeorologiei mentionam agrometeorologia, care poate dispune i de o retea meteorologica proprie, n care se efectueaza masuratori specifice interesand cultura plantelor i meteorologia silvica. Biometeorologia uman studiaza rolul factorilor meteorologiei n dezvoltarea societatii, n determinarea comportamentala. Unele aspecte ale biometeorologiei umane, interesand strict rolul pozitiv sau negativ al tipurilor de vreme asupra starii de sanatate a populatiei, a mortalitatii, sunt studiate de meteorologia medicala. S-au dezvoltat i alte ramuri speciale ale meteorologiei aplicate, referitoare la influenta elementelor i fenomenelor meteorologice n urbanistica i sistematizarea teritoriului, n stabilirea amplasamentelor unitailor industriale cu potential de poluare, influenta factorilor meteorologiei n emisia, transportul, dispersia sau stagnarea noxelor atmosferice, asupra activitatii balneoclimaterice, sau a turismului.

1. 3. ISTORICUL METEOROLOGIEI

3

Odata cu dezvoltarea civilizatiei, oamenii s-au deprin cu succesiunea anuala a elementelor, fenomenelor i proceselor meteorologice i au inceput sa-si adapteze activitatile n functie de ele. Fenomenele exceptionale, furtuni, ploi torentiale, grindine de exceptie, secete de durata, au ramas puternic nscrise n memoria colectivitilor umane. Odata cu dezvoltarea societatii, au nceput sa apara ntrebari asupra cauzelor starii normale a atmosferei, sau a fenomenelor deosebite. Multe probleme aveau s rmana fra raspuns, pana n vremurile modeme. De-a lungul timpului, explicatiile au fost de natura religioasa, iar mai rar, cnd se stabileau cauzalitati, acestea erau uneori gresite. Cunoasterea atmosferei a fost un proces lung i anevoios, la care si-au adus contributia mari personalitati ale stiintei mondiale, dar abia saltul tehnologic al vremurilor modeme va duce la elucidarea majoritatii problemelor. Meteorologia s-a conturat ca stiinta nca din antichitate. Aproape odata cu primele documente scrise, apar i referiri la vreme, ntrucat, mai ales n cazul unor civilizatii antice, preponderent agricole, vremea, care decidea soarta recoltelor, decidea i viitorul respectivelor comunitati. A devenit evident, inca de atunci, ca omul traieste pe suprafaa terestra, dar n stratul inferior al atmosferei. Din China dinastiei Yin (sec. XIII I.H.), provine o bucata de os pe care sunt inscrise date asupra norilor, zapezii i vntului, pentru un interval de observatii continue, de zece zile. Reteaua meteorologic a fost extinsa pe intreg teritoriul Chinei, n secolele VII - V i.H, efectundu-se n special observatii pluviometrice, al caror scop era estimarea recoltelor n India, n poemele Rig Veda, scrise cu un mileniu i. Hr., sunt prezente numeroase nsemnari cu caracter meteorologic, asa cum apar i n epopeile lui Homer. La 600 i.Hr., Thales din Milet facea prognoze meteorologice n Egipt, la curtea faraonilor n sec V i. H., matematicianul grec Heron a susinut c aerul este format din mici particule invizibile n sec. IV i.H., n cartea Meteorologia, Aristotel a facut prima tentativa de a explica cauzele unor fenomene meteorologice i relatiile dintre ele n sec. III i.H., Philon din Bizant, a construit primul termometru. Era un tub de sticla, inchis, gradat, n care nivelul apei cretea sau scadea, n functie de variatiile temperaturii, termometru care a fost perfectionat de ctre Heron din Alexandria n jurul anului 100 i.H., arhitectul Andronicus a construit statia meteorologica a Atenei. Era un ,,turn al vnturilor", cu puncte cardinale, girueta, ceas solar, clepsidra. In sec. VII, englezul Bede a scris primul tratat de meteorologie al Evului mediu n secolul IX, arabii au explicat cauza culorii albastre a cerului, stabilind la 80 km, limita superioara a atmosferei. La 1270, englezul Roger Bacon a facut studii de optica i acustica a atmosferei i a pus bazele matematice ale meteorologiei n secolele XIII-XIV, mayasii aveau n principalele orase, turnuri ale vntului, putandu-se aprecia directia i viteza vntului cu ajutorul unei mingi de cauciuc, suspendate n secolul XIV, n Anglia, s-au efectuat observatii meteorologice continue, n dou localitati, iar n secolul XV, n China, a fost renfiinat o reea pluviometrica extinsa. Leonardo da Vinci a efectuat proiectul unui higrometru cu fir de par, asemanator celui utilizat i n zilele noastre. Un termometru suficient de precis, bazat pe dilatarea i contractia aerului la schimbarile de temperatura, a fost inventat de Galileo Galilei. Isaac Newton a demonstrat ca aerul este compresibil i are greutate. Torricelli este parintele barometrului cu mercur, iar Pascal a demonstrat scaderea presiunii cu altitudinea. Ducele de Toscana a iniiat o retea meteorologica europeana, trimitand n mari orase europene, termometre i barometre standard. Germanul Otto von Guericke a inceput n anul 1660, efectuarea de prognoze meteorologice pe baza variatiilor presiunii atmosferice n anul 1724, germanul Fahrenheit a stabilit scara termometrica care ii poarta numele, scara utilizata i n zilele noastre n lumea anglo-saxona, iar francezul Reaumur, o alta scara termometrica, n anul 1730. Remarcabila avea sa fie scara termometrica introdusa de suedezul Cel ius, n anul 1742, avand puncte fixe, punctele de topire nghet i fierberii apei, scara n sistemul zecimal, dominanta n prezent n anul 1774, chimistul francez Lavoisier a stabilit compozitia chimica a aerului n secolul XVIII, n Franta, importanta meteorologiei devenise atat de mare, incat regele Ludovic al XVI-lea a dispus ca toti oameni de stiinta i medicii sa efectueze observatii meteorologice n anul 1778, la Baden, n Germania, s-a infiintat primul institut meteorologic din lume, iar n anul 1780, la Mannheim, tot n Germania, s-a infiintat prima clasa de meteorologie, ce a functionat n cadrul Societatii Meteorologice Palatine, din 4

cadrul Academiei de Stiinte n anul 1820, n Germania, la Leipzig, a fost efectuata prima harta sinoptica i a inceput sa functioneze un serviciu de pronoz pe baza hartilor sinoptice n anul 1830, francezul Coriolis a definit i studiat forta de abatere produsa de miscarea de rotatie a pamantului asupra corpurilor n miscare, lege care alturi de legile termodinamicii, mecanicii fluidelor, frecarii, va fundamenta studiul dinamicii atmosferei n anul 1848, englezul Kelvin va stabili scara termometrica care ii poarta numele, pornind de la 0 absolut, fara valori negative i cu ecart n grade Cel ius. Meteorologia are o istorie prestigioasa, pe masura importantei ei n cadrul stiintei, i n dezvoltarea societatii. Aproape toti savantii vremii, figurile cele mai proeminente ale stiintei, uneori i ale culturii, au avut preocupari n domeniul meteorologiei. Intre 1772 i 1826, filozoful american Thomas Jefferson, care a fost i presedinte al S.U.A., a efectuat observatii meteorologice. Aerostatul, telegraful, telefonul, radio, utilizarea electricittatii, dezvoltarea fizicii i a tehnologiilor moderne, va marca un salt cantitativ i calitativ n dezvoltarea meteorologiei. Ca i n celelalte stiinte, principiile, metodologia, descoperirile, inventiile de aparatura, au fost de cele mai multe ori rodul unor evolutii ndelungate, a efortului mai multor autori de multe ori n vremuri diferite, fiind rezultatul unei actiuni perseverente. In anul 1853, la Bruxelles a avut loc prima Conferinta internationala de meteorologie, iar n anul 1873, la Viena, primul Congres meteorologic international. In anul 1888, n S.U.A. a funcionat prima masina de calcul. Meteorologia a fost dotata ntotdeauna cu cele mai puternice calculatoare existente la data respectiva n anul 1921, norvegienii Bjerknes i Solberg au descifrat originea ciclonilor, n anul 1929, n Franta a fost lansata prima radiosonda i tot n Franta, n anul 1934, a inceput s functioneze primul radar n anul 1947, n S.U.A au fost lansate primele rachete meteorologice tip V2. Tot n anul 1947 a luat fiin organizatia care coordoneaza eforturile conjugate ale omenirii n domeniul meteorologiei, Organizatia Meteoroiogica Mondiali (O.M.M., n limba engleza, World Meteorological Organization, W.M.O.). Aceasta organizatie a inlocuit Organizatia Meteorologica Internationala n anul 1957, rusii au lansat primul satelit, Sputnik n anul 1960, S.U.A. a nceput lansarile seriei de sateliti meteorologici TIROS i tot n anul 1960 debuteaza programul international Veghea Meteorologica Mondiala.

Dezvoltarea meteorologiei n Romania.Cronicele Braovului, tinute de administratia saseasca a orasului Brasov, n perioada 1420-1845, au un caracter enciclopedic. O parte importanta a lor se constituie n adevarate buletine anuale ale vremii, succesiunea diferiteior stari de vreme fiind notata cu meticulozitate. Primele observatii meteorologice de pe teritoriul Romaniei, au fost efectuate la Iasi, de ctre medicul militar rus, Lerch, n anul 1770 n anul 1773, la Bucuresti, medicul Caracas a inceput un program de observatii meteorologice, care, cu intreruperi, va fi efectuat pana n anul 1829. Observatiile meteorologice efectuate n anul 1829, au aparut n publicatiile Icoana Vremii i Albina Romaneasca. Observatiile meteorologice de la Timisoara au fost initiate incepand din anul 1780, de ctre Klapka. Incepand din anul 1789, la Sibiu, farmacistul Sigerus a efectuat observatii meteorologice timp de 8 ani. Cu intreruperi, acest program de observatii va fi efectuat pana n anul 1851, iar datele observatiilor au fost publicate n Gazeta de Transilvania. Din anul 1851, programul de observatii meteorologice de la Sibiu avea sa fie continuat prin statia meteorologica Sibiu, prima statie meteorologica infiintata pe teritoriul Romaniei. Incepand din anul 1833, la Cluj este initiat un program de observatii meteorologice de ctre Hornay. Sub indrumarea Comisiei Europene a Dunarii, n anul 1857 s-a infiintat statia meteorologica de la Sulina. Reteaua meteorologica avea sa se dezvolte n orasele dunarene, ca i n alte orase i sa fie completata cu posturi pluviometrice, mai ales n Campia Romana. Incepand din anul 1840, la Academia Vasiliana din Iasi, se introduce obiectul meteorologiie. Academia Vasiliana a fost a doua mstitutie de invatamant academic din lume, la care s-a predat meteorologia, dupa Academia de Stiinte din Mannheim. In anul 1884, a fost infiintat Serviciul 5

Meteorologic al Romaniei, avand ca prim director pe inginerul St. Hepites, o personalitate a meteorologiei romanesti. La acea data exista deja o structura de retea meteorologica, constitute din 3 statii meteorologice i 10 posturi pluviometrice. Din anul 1885 a inceput publicarea Analelor Serviciului Meteorologic din Romania, iar din anul 1892, Buletinul zilnic i lunar al observatiilor meteorologice. Acest buletin, care continea principalele date ale masuratorilor meteorologice, metodologii de masurare, prezentare de aparatura, articole asupra unor fenomene meteorologice deosebite, descrieri de statii meteorologice i istoricul lor, note asupra activitatii Organizatiei Meteorologice Internationale, prezentari ale principalelor manifestari stiintifice n domeniu, ale unor personalitati ale meteorologiei mondiale, dar i a activitatii oneste de o viata, a unor slujbasi ai Institutului Meteorologic, dezbateri de idei, prezentarea noilor ipoteze n meteorologie, recenzii de carte, prezentare a cartilor intrate n biblioteca Institutului Meteorologic, articole stiintifice de meteorologie i climatologie, a avut un rol important n dezvoltarea meteorologiei romanesti. Nu sunt multe publicatiile stiintifice romanesti, care sa fi aparut lunar, aproape fara intrerupere, incepand inca din secolul trecut. Dezvoltarea retelei meteorologice are loc impetuos n anul 1938 existau deja 30 de statii meteorologice cu program de observatii sinoptice, 180 de statii cu program climatologic i peste 1100 de posturi pluviometrice, retea putand rivaliza numeric i ca acoperire n teritoriu, cu reteaua actuala. Sub coordonarea diferiteior ministere, mutat din cartierul Filaret (unde a ramas statia meteorologica, reprezentativa pentru spatiul urban), pe bulevardul Magheru, apoi la Baneasa, unit ntr-o vreme cu Observatorul astronomic, Institutul Meteorologic i continua dezvoltarea n fruntea sa au stat directori de prestigiu, oameni de stiinta de mare valoare, precum Coculescu, Otetelisanu, sau Herovanu. In invmntul superior modern din Romania, meteorologia s-a predat prima data incepand din anul 1919, la Scoala Superioara de Silvicultura din Bucuresti, scoala care a fost inglobata apoi n cadrul Politehnicii. La Facultatea de Stiinte din Bucuresti, meteorologia a fost predata incepand cu anul 1923, apoi la Scolile Superioare de Agricultura din Bucuresti i Cluj, scoli transformate n scurt timp n Academii de Inalte Studii Agricole n anul 1941, la Facultatea de Fizica i Chimie a Universitatii Bucuresti, s-a infiintat o catedra de Fizica atmosferei i meteorologie. Incepand cu anul 1946, la Institutul Meteorologic se iniaza un program de prognoze de lunga durata, coordonat de N. Topor n anul 1947, Romania a facut parte din cei 14 membri fondatori ai noului organism international de coordonare a activitatii meteorologice pe plan mondial, Organizatia Meteorologica Mondiala n anul 1949 se infiinteaza Observatorul de Fizica a Atmosferei de la Afumati (langa Bucuresti) n anul 1951 s-a infiintat Directia Generala de Hidrometeorologoe, iar n anul 1956, Comitetul de Stat al Apelor, care va coordona i activitatea de meteorologie. Incepand din anul 1961 se trece la programul de observatii meteorologice continue, cu observatii i pe timpui noptii, iar Buletinele lunare meteorologice sunt inlocuite de Anuarele meteorologice, a caror publicare s-a efectuat pana n anul 1972. Institutul Meteorologic devine din anul 1970, Institutul de Meteorologie i Hidrologie, apoi InstitutuI National de Meteorologie i Hidrologie. Numrul de staii meteorologice a fost variabil, intre 180-220, inglobandu-se i statiile agrometeorologice, iar numarul de posturi pluviometrice a ajun n perioada de maxima extindere, la circa 1400. Organizarea n teritoriu a fost subordonata Directiilor teritoriale ale Apelor, dupa anul 1990, Regiei Autonome Autonome Apele Romane, prin Serviciile Meteorologice ale filialelor locale ale regiei, orgariizate pe man bazine hidrografice. Din anul 1999, Serviciile teritoriale au fost subordonate Centrelor meteorologice zonale, iar reteaua meteorologic a fost restrns.

6

2. ATMOSFERA I STRUCTURA SAAtmosfera reprezint nveliul de aer al Pmntului, a crui grosime este de la nivelul Pmntului pn la aproximativ 3000 km altitudine. Masa atmosferic este egal cu 521014 tone. Forma atmosferei este asemntoare cu cea a Pmntului, dar deformarea la Poli i la Ecuator este mai puternic. Aceast form este determinat de fora centrifug, a crei valoare este maxim la Ecuator i scade spre Poli, i mai este determinat i de nclzirile puternice de la Ecuator i de rcirile de la Poli. Atmosfera, funcie de caracteristicile i densitatea aerului este mprit n 5 straturi : troposfera 0 18 km; stratosfera 18 32 km; mezosfera 32 80 km; termosfera 80 1000 km; exosfera 1000 3000 km. Mai exist un strat intermediar ntre troposfer i stratosfer numit tropopauz.

TroposferaEste stratul de la contactul cu suprafaa Pmntului n care este cuprins din masa atmosferic i cuprinde 95% din vaporii de ap. Grosimea acestui strat la Ecuator este cuprins ntre 1618 km, la latitudini medii este de aproximativ 14 km iar la Poli de 8 km. n troposfer temperatura scade cu altitudinea n medie cu 0,65C la suta de metri. Aceast scdere poart numele de gradient termic vertical, t . Aceast scdere face ca la nivelul superior al acestui strat, la Ecuator temperatura s fie de -80C iar deasupra Polilor de numai -50C. Exist zone n care temperatura se poate menine constant cu altitudinea, fenomenul purtnd denumirea de izotermie, iar n altele temperatura crete cu altitudinea, fenomenul purtnd denumirea de inversiune termic. Troposfera este cel mai turbulent strat. Aici se produc micri de convecie pe vertical, att ascendente ct i descendente, care au rolul de a omogeniza din punct de vedere termic aerul, i micri de advecie numai pe orizontal, care au rolul de a transporta masele de aer dintr-o regiune n alta. n troposfer se produc toate fenomenele meteo : variaii de temperatur i presiune, vnt, nori, precipitaii, aici se formeaz centrii barici i fronturile atmosferice.

TropopauzaTropopauza are o grosime de la cteva sute de metri pn la 2 km. Este mai groas deasupra polilor i mai subire deasupra Ecuatorului. Nu este un strat continuu, ea prezentnd 2 trepte : una n zona subpolar i alta n zona subtropical unde prezint o ruptur. n zona de ruptur se produc diferene mari de temperatur i presiune, aici lund natere cureni cu viteze egale cu 700 km/h. Acetia reprezint curenii jet sau fulger (jet-streams), cu un circuit foarte meandrat pe direcia E-W.

7

Stratosferan stratosfer aerul este rarefiat, temperatura lui ncepnd de la 1825 km meninndu-se aceeai ca la nivelul superior al troposferei, iar ntre 2532 km temperatura crete pn la aproximativ 0C.

Mezosfera (ozonosfera)Mezosfera prezint o variaie foarte puternic a temperaturii. Pn la 50 km temperatura scade brusc la valori cuprinse ntre -60-70C. De la 5055 km temperatura crete brusc la +75C, iar ntre 5580 km scade iar pn la -110C. Mezosfera este principalul strat de ozon. n acest strat se produce un fenomen foarte ciudat : reflexia undelor sonore.

Termosfera (ionosfera)Termosfera reprezint stratul celor mai ridicate temperaturi. La nivelul superior sunt +3000C. Aceast temperatur este determinat de ionizarea puternic a moleculelor de aer rarefiat de ctre razele X, i corpusculare de la Soare. Aici se formeaz aurorele boreale. Tot aici se produce reflexia undelor radio. Exist patru straturi de reflexie a undelor radio: - D unde lungi (la 90 km); - E unde medii; - F1 unde scurte; - F2 unde ultrascurte.

Exosferan exosfer nu mai exist aer. Distana dintre moleculele de aer crete la 100 km. Putem face o ierarhizare a acestui strat : omosfera, eterosfera, magnetosfera. Exist i trei centuri de radiaii sub form de potcoav numite centuri van Allen.

8

3. ATMOSFERA TERESTRA2.1. ORIGINEA SI FORMA ATMOSFEREIInvelisul gazos ce nconjioara globul terestru, alcatuit dintr-un amestec mecanic de gaze, coninnd vapori de apa i impuritati, se numeste atmosfer. Atmosfera este proprie i celorlalte planete, cu exceptia planetei Mercur, unde nu se poate mentine datorita temperaturilor foarte ridicate. Spatiul cosmic conine n proporii foarte reduse gaze, vapori de apa i particule electrice. Exista trei ipoteze principale privind geneza atmosferei: o concentrare gravitationala i electromagnetica a gazelor cosmice; un rest al nebuloasei primare; gaze provenite din emanatiile magnelor n rcire (degazeificarea magnelor). Pentru originea apei atmosferice exista de asemenea mai multe ipoteze, legate de ipotezele formrii atmosferei. Cea mai plauzibila. presupune c apa provine din meteoriti, la intrarea n atmosfera, datorit creteii temperaturii generate de frecare, gheaa meteoriilor s-a transformat n apa i apoi n vapori, care au coborat apoi n stratele inferioare i au intrat n circuitul apei. Sondele spatiale care au studiat compozifia cometelor, au depistat mari cantiti de gheata, n care apa are structura identica cu cea de pe Terra. O alta ipoteza a considerat ca apa atmosferica provine din vaporii de apa emisi la degazeificarea magnelor, existand i ipoteza originii mixte a apei din atmosfera, din meteoriti i din degazeificarea magmelor. Atmosfera este mai densa n stratele inferioare datorita gravitatiei i presiunii mai man. Densitatea ei scade odata cu departarea de suprafaa terestra, constituindu-se strate cu diferite caracteristici. Trecerea de la un strat la altul se face lent, odata cu trecerea de la o stare la alta schimbandu-se caracteristicile fizice, n special temperatura, densitatea, presiunea, iar n stratele inalte i compozitia chimica. Limita exterioara a atmoferei este difuza i de aceea controversata. Limitele stratelor inferioare sunt diferite n functie de latitudine. Masa atmosferei este de 5,157 x 10 t, reprezentand 1/1 milion din masa planetei. Din aceasta masa, 50% se afla pn la inaltimea de 5 km, 90% pn la inaltimea de 18 km i 99% pn la inaltiomea de 36 km. Grosimea atmosferei este diferita n funcie de latitudine. Ea este influentata n special de miscarea de rotatie a pamantului, care produce dilatarea la ecuator i turtirea la poli, datorita fortei centrifuge n stratele superioare se produc deformari datorita miscarii de revolutie ca i fluxuri i refluxuri generate de atractia Lunii, Soarelui i chiar a planetelor. Se produc de asemenea deformari n functie de dilatarea i contractarea produsa de creteea i respectiv scaderea temperaturii gazelor constituiente, n functie de variatia radiatiei solare, produs de schimbarile succesive zi-noapte n stratele inferioare, forma atmosferei este elipsoidala, asemnatoare cu forma Pamntului, dar forta centrifug actioneaza mai evident asupra gazelor atmosferei dect asupra scoartei terestre, ceea ce face ca dilatarea de la ecuator i turtirile de la poli sa fie mult mai mari dect cele ale Terra n stratele superioare, atmosfera are forma de para, cu coada indreptata n directie contrar Soarelui. Aceast deformatie nu se datoreaza miscarii de revolutie a Pamntului prin spatiul cosmic, ci vntului solar. Stratele superioare nu se mai supun dect n mica masura fortei de gravitatie i nu se mai rotesc odata cu Pamntul.

2. 2. COMPOZITIA AERULUI ATMOSFERICCompozitia chimica a aerului atmosferic din stratele inferioare, a fost determinata de ctre Lavoisier, care a dat i denumirea oxigenului. pn la naltimea de 20 km, aerul are o compozitie identica. El se compune din gaze principale i gaze secundare. Gazele principale sunt: azot, 78%, oxigen 21% i argon 0,9%. Tot din gazele principale face parte gruparea gazelor inerte (altele dect argonul), care totalizeaz procentul de 0,03%. Aceast grupare conine: neon, helm, kripton, xenon i radon (gaz radioactiv provenit din dezintegrarea mineralelor radioactive). Gazul cu cea mai redusa participare la grupa gazelor principale este ludiogenul, provenit din disocierea apei, n stratele nalte ale atmosferei. In compozitia atmosferei se adaug gazele secundare, care totalizeaza un procent de 0,07%. Intre acestea, principalul constituient este bioxidulul de carbon, cu un procent de 0,03%. Se adauga oxidul de 9

carbon, metanul ozonul i alte gaze. Daca compozitia atmosferei n gaze principale este relativ constanta, la nivelul gazelor secundare au loc usoare variatii, unele cu caracter natural, altele cu caracter antropic. Aceste variatii, desi extrem de reduse i produse asupra unor componenti ce au pondere infima, se impun insa prin modificarea unor caracteristici fizice i chimice ale atmosferei, care actioneaza asupra penetratiei i stocarii radiatiei solare, a radiatiei terestre i a contraradiatiei atmosferei, ceea ce are un impact asupra mediului terestru i implicit asupra societatii umane. Astfel, creteea concentratiei bioxidului de carbon din troposfera, de la 0,028% la 0.030%, n ultimul secol a dus la amplificarea efectului de sera, ceea ce a ridicat temperatura medie a atmosferei inferioare, cu 1 C, cu urmri vizibile asupra ntregului mediu nconjurator. bioxidul de carbon prezent n atmosfera a provenit n special din eruptiile vulcanice. Exista un ciclu natural al bioxidului de carbon, asemanator cu circuitul apei n natura. Bioxidul de carbon participa la fotosinteza, este produs actualmente de procesele ce sunt prezente n stratul de sol i este absorbit de ctre suprafaa oceanului. Piocesele biologice i biochimice sunt influentate de continutul n bioxid de carbon al troposferei. Dezvoltarea industriala a dus la creteea exploziva a cantitatilor de bioxid de carbon emise n atmosfera, mai ales prin procese de combustie. Aceasta cretee, ce echivaleaza cu doar 0,002% din compozitia atmosferei, a putut totusi produce perturbatii n lant, ceea ce probeaz nc o dat fragilitatea echilibrelor Terrei i mai ales ale atmosferei. Oxidul de Carbon este un gaz extrem de stabil, cu timp de reziden n atmosfer foarte mare. El provine n special din activitatea vulcanilor i mai ales din arderi incomplete n industrie, transporturi i alte procese, n special combustii. Gazul metan provine din putrefacii i procese biologice, procentul su n atmosfer crescand n ultimele secole prin activitatea societii omenesti. El are un rol n amplificarea efectului de sera i n distrugerea stratului de ozon. Ozonul, forma moleculara, cu trei atomi de oxigen, se formeaza mai ales n troposfera inalta i n stratosfera joasa i medie. Prin desfacerea moleculei de oxigen n atomi, de ctre radiatia ultraviolet, atomii liberi se vor atasa moleculelor de oxigen formand O3. Ozonul este un gaz foarte instabil la caldura, n troposfera inferioara fiind prezent mai ales pe muntii inalti. El poate fi produs insa i prin procese industriale, cum ar fi sudura electrica i altele, ca i prin aspersiunea apei n concentrate mare, ozonul este un oxidant foarte putemic, bactericid i toxic. Concentratia sa mare n stratul inferior al atmosferei este considerata poluare. Adus la densitate normala, tot ozonul prezent n atmosfera formeaza un strat cu grosime medie de 3 cm, care inconjoara planeta. El este distrus foarte usor de ctre clorofluorocarboni (freoni, C.F.C.), compusi chimici utilizai ca ageni de refrigerare, iar n industria cosmeticelor, ca agent de puverizare pentru sprayuri. Distrugerea stratului de ozon mai este produsa de zborul avioanelor n stratosfera sau n troposfera nalta, de zborul rachetelor, de metan, oxizi de azot i alti poluanti. ,,Gaurile din stratul de ozon " sunt de fapt subtieri consistente ale acelui strat mediu de 3 cm. Prin aceste gauri, radiatia ultravioleta trece suferind un proces de absorbtie mai redus i ajunge la suprafaa terestra, ntr-o cantitate mai mare. Aceast cretere a radiatiei ultraviolete este nociva pentru om, putand produce cancere de piele, cataracta, etc. Datorita eforturilor intreprinse de comunitatea internationala n ultimul deceniu, s-a ajun la o reducere aproape totala a emisiilor de freoni, inregistrandu-se o refacere lenta a stratului de ozon.. Apa atmosferica este prezenta n principal sub forma de vapori i n mai mica masura sub forma de picaturi de apa sau cristale de ghea. Ea este rezultatul circuitului apei n natura i ajunge n atmosfera prin procese de evapotranspiratie, n principal prin evaporarea de pe suprafatele acvatice. Cantitatea de apa prezenta permanent n atmosfera terestra este relativ constanta, iar aceasta, raportata la cantitatea de precipitatii care cad anual pe intregul glob reprezinta doar 1/42. Acest raport pune n evidenta faptul ca, n medie, cantitatea de apa prezenta n atmosfera se reinoieste de 42 de ori pe an. La inaltimea de peste 2-10 km i n sezoane reci, deasupra diferitelor zone ale globului, apa poate fi prezenta n atmosfera doar sub forma solida. De regula, continutul n apa al atmosferei inferioare nu depaseste 4% din volum. Cantitatea de apa aflata n atmosfera, scade cu altitudinea, lipsind aproape total, la niveiul tropopauzei. Alaturi de gazele mentionate n atmosfera terestra se mai afla i impurificatori sub forma de aerosoli lichizi sau solizi i gaze straine compozitiei naturale a atmosferei, ca i gaze facand parte din 10

gazele ce compun n mod natural atmosfera, dar care au fost introduse i antropic n atmosfera i au dus la concentratii mai mari dect existau n starea naturala a atmosferi. Exista i o impurificare naturala a atmosferei. In atmosfera sunt prezente sub forma de aerosoli, particule lichide i solide. Ele ating numarul mediu de 10.000/cm3, chiar sute de mii ntr-un cm3 n atmosfera marilor orase, a cilor de transport i a platformelor industriale, scazand sub 1000/cm3, la inaltimea de 2 km i sub l00/cm3, la nlimea de 5 km. Aerosolii prezenti n atmosfera sunt de origine natural sau antropogeni. Aerosolii naturali sunt constituii din particule de apa, lichid sau solid, n suspensie, constituind la nivel superior norii, iar Ing suprafaa terestr, ceata, aerul ceos, sau n combinaie cu particulele solide provenite de pe suprafaa terestra, pcla. Se adauga cenusa i fumul vulcanic, fumul din incendiile padurilor i turbariilor, praful de pe suprafaa terestra, reactivat de ctre vnt, transporturi, lucrri agricole, particule ce pot genera alergii, precum polenul sau sporii, incarcarea bacteriana produsa de bacterii n stratele inferioare expuse i particule fine de saruri marine. Particulele de saruri marine, higroscopice, provin din evaporarea picaturilor de apa introduse n atmosfera de ctre valuri i ele au un rol important ca nuclee de condensare, n geneza precipitatiilor.

POLUAREA ATMOSTERICAAerosolii de origine antropogen provin n majoritate de la combustii, apoi din gazele de esapament, ca i din alte activitati industriale. Ei sunt constituiti din fum, cenusa, praf de ciment, oxizi metalici, metale sub forma de pulberi, n cadrul carora este mai frecvent i nociv plumbul rezidual provenit din gazele de esapament, nocivitate ridicata prezentand de asemenea arsenul i mercurul. Aerosolii lichizi, se incarca chimic n zonele poluate, n special prin adiionarea gazelor acide, devenind acizi, a caror nocivitate este mai ridicata dect a gazelor poluante din aria respectiva. Aerosolii solizi, de multe ori particule cu continut ridicat de carbon, sunt incarcati chimic inc de la sursa de emisie, carbonul fiind un bun absorbant pentru noxele gazoase. 0 forma aparte de aerosoli lichizi i solizi, cnd sunt n cantitati mari, combinati cu ceata, genereaza smogul, frecvent mai ales n diminetile de iarna, n marile metropole i deasupra platformelor industriale. Termenul provine din Anglia, unde fenomenul era tipic i provine din cuvintele smoke, pentru fum i fog, pentru ceata. Exista i o varietate de smog uscat, generat de actiunea radiaiei ultraviolete asupra oxizilor de azot i a gazelor de esapament. Calmul atmosferic i inversiunile termice duc la creteea concentratiilor de poluanti n ariile cu surse de poluare atmosferica, iar umezeala crescuta a aerului agraveaza toxicitatea atmosferei poluate prin transformarea unora dintre poluanti n acizi. Aerosolii lichizi i solizi, cu mare incarcare chimica actioneaza prin depunere pe sol, plante, apele de suprafata, sau modifica puternic incarcarea chimica a precipitatiilor atmosferice, modificandu-le pH-ul i generand ,,ploi acide". Se constata o acidifiere lenta i progresiva a mediului planetar. Poluarea cu gaze a atmosferei este forma de poluare a mediului care afecteaza cele mai intinse suprafete. Factorii climatici au un rol foarte important n emisia, transportul, dispersia sau stagnarea noxelor atmosferice. Prin continutul n apa, atmosfera actioneaza asupra poluantilor gazosi, rezultand n final aerosoli lichizi, care n timp, vor fi depusi pe suprafaa terestra, lent, sau sub form de ploi acide. Radiatia solara produce reactionarea rapida a noxelor acide, n special asupra oxizilor de azot, n cazul carora, n zonele senine, procesele de fotooxidare genereaza un ciclu al oxizilor de azot. Incidentele grave petrecute n ultimul secol, ca i actiunea lenta, dar constant, produsa de acumularea n atmosfera terestra a noxelor gazoase, n special oxizi de sulf i de azot, a dus la instituirea n toate tarile, a unor sisteme nationale de monitorizare a poluarii aerului n ultimele decenii s-a pus din ce n ce mai acut problema poluarilor transfrontiera i a globalizarii problemelor poluarii atmosferice. Pentru emisfera nordic, principalele zone cu potential de poluare sunt constitute de concentrarile industriale din regiunea Marilor Lacuri i bazinul fluviului Ohio, din S.U.A., concentrarile industriale din Anglia centrala, zonele siderurgice din nord-estul Frantei, bazinul Rurh-ului, Silezia, zona Moscovei, a Uralului central i zona 11

Kuznetk, ca i marile concentrari industriale din Japonia. Avandu-se n vedere predominanta vnturilor de vest, ce inconjoara ca un inel zona temperata nordica i slaba circulatie dintre aceasta zona i zonele climatice vecine, n zona temperata nordica poluarea de fond este mai puternica dect oriunde pe planeta. Eforturile conjugate ale comunitatii intemationale au dus n ultimele doua decenii la o reducere a poluarii cu pulberi industriale, la scaderea concentratiei medii a bioxidului de sulf, la stagnarea emisiilor oxizilor de azot, la stoparea aproape totala a emisiilor de freoni i la o scadere a aciditatii ploilor acide.

AERUL ATMOSFERIC Legile fundamentale ale gazelorAerul atmosferic este un amestec de gaze care se supune legilor fizicii gazelor. Cu exceptia vaporilor de apa, restul componentilor gazosi ai atmosferei lichefiaza la temperaturi foarte sczute. Aerul uscat se supune legilor gazului ideal. Pentru gaze sunt esentiale modificarile de volum, presiune i temperatura. Din cele trei legi fundamentale ale gazelor ideale, sunt importante pentru meteorologie, legile Boyle-Mariotte i Gay-Lussac. Legea Boyle-Mariotte presupune temperatura aerului constanta (t = k). Presiunea variaza invers proportional cu volumul gazului, iar produsul p*v = constant. Rezulta ca densitatea este proportional cu presiunea. Legea Gay-Lussac (a transformarii izobare), presupune presiunea constanta (P = k). Rezulta c pentru fiecare cretee a temperaturii cu 1 C, toate gazele se dilata cu 1/273 din volumul lor. Toate gazele se dilata egal. Volumul este direct proportional cu temperatura absolut (in grade Kelvin), iar densitatea este invers proportionala cu temperatura absoluta.

DENSITATEA AERULUIDensitatea aerului uscat la presiune normala i temperatura de 0 C este de 1,293 kg/m3. Vaporii de apa au densitatea 0,62 din densitatea aerului uscat. Densitatea aerului umed este suma dintre densitatea aerului uscat i densitatea vaporilor de apa continuti (pn =p+pv). La temperaturi joase, densitatea aerului umed difera foarte putin de densitatea aerului uscat, dar la caldura aceste diferente se accentueaz i aerul umed devine foarte usor n comparatie cu aerul uscat i intra n convectie termica, fenomen care justifica frecventele i intensele ploi convective din zonele calde i umede.

VARIATIA DENSITATII AERULUI N RAPORT CU INALTIMEALa suprafaa terestra, densitatea aerului prezinta o mare variabilitate legata de schimbarile de presiune. Temperatura i continutul n vapori de apa n atmosfera produc actiuni cu efecte contrare. Scaderile de presiune ce se produc odata cu creteea altitudinii duc la scaderea densitatii. Dar odata cu creteea altitudinii, scade temperatura aerului, ceea ce duce la o cretee a densitatii. De aceea scaderea densitatii nu este atat de accentuata n altitudine, cum este scaderea de presiune. n Europa, n medie, aerul atmosferic cantareste 1,250 kg/m la altitudinea de 0 m; 0,750 kg/m3 la altitudinea de 5 km; 0,400 kg/m3la altitudinea de 10 km; 0,090 kg/m3 la altitudinea de 20 km i 0,004 kg/m3 la altitudinea de 40 km. La altitudinea de 300 km, densitatea aerului este de 300 miliarde ori mai mica dect densitatea aerului la suprafaa terestra.

2. 4. STRUCTURA VERTICALA A ATMOSFEREIPe verticala, atmosfera are mai multe strate a caror temperatura, compozitie chimica, stare electrica i structura a materiei este deosebita n functie de parametrii mentionati. De-a lungul timpului s-au efectuat mai multe delimitari ale stratelor atmosferice. Exista deosebiri n aprecierea intinderii i caracteristicilor diferitelor state, datorita evolutiei n timp a nivelului de cunoastere a starii atmosferei la inaltime ca i alegerii unor criterii diferite de departajare. 12

Cel mai frecvent utilizata este departajarea efectuata n anul 1965 de ctre englezul L. W. Donn, care a utilizat n special criteriul termic, clasificare care a fost preluata i de ctre Organizatia Meteorologica Mondiala (fig. 1). Stratele se caracterizeaza prntr-o anumita tendin a temperaturii aerului, deasupra fiecarui strat aflandu-se un strat subtire de tranzitie, n care gradienii termici verticali sunt nuli. Conform acestei departajari, stratele atmosferei sunt: troposfera urmata de tropopauza, stratosfera urmata de stratopauza, mezosfera urmata de mezopauz, termosfera urmata de termopauza, apoi exosfera prin care se face contactul cu spatiul cosmic. Troposfera conine 4/5 din masa atmosferei. Troposfera inferioara se extinde de la suprafaa terestra pn la inaltimea de 1-3 km. Aceasta contine majoritatea vaporilor de apa, aici se formeaza norii inferiori, iar influenta suprafeei terestre este predominant, detasandu-se topoclimate specifice, n functie de natura suprafeei terestre. Troposfera mijlocie este sediul norilor mijiocii.Troposfera superioar se ntinde ntre limitele 6-7 km i 9-17 km. Ea este sediul norilor superiori, constituiti din cristale de gheata i care, datorita continutului redus n apa, nu produc precipitatii. Troposfera superioar nregistreaza la limita cu tropopauza, temperaturi medii anuale de -80 C la ecuator i de -60 C la poli. Aceasta anomalie se produce datorita faptului ca la ecuator limita cu tropopauza este de doua ori mai nalt dect la poli. Tropopauza are grosime de 1-2 km i n ea, gradientul termic vertical este 0. Sratosfera se extinde intre inaltimile de 9-17 km i 35-50 km. n zona inferioara a stratosferei sunt prezente izotermii. ncepand cu altitudinea de 25 km, temperaturile incep sa cresc datorita prezentei ozonului. Majoritatea ozonului atmosferic este cantonat intre altitudinile de 20-35 km, atingand concentratia maxima la inaltimea de 30 km. Tot ozonul atmosferic, adus la temperatura i presiunea normala, adica cea care se nregistreaz n medie la suprafaa ntregului Pamnt, ar constitui un strat cu grosimea medie de doar 3 cm, care nconjoara planeta. La inaltimea de 50 km, temperatura medie anuala este de 0C i umezeala relativa este foarte scazuta. Puinii vapori de apa prezenti la limita superioara a stratosferei, permit rareori formarea unor nori transparent, norii sidefii, care sunt vizibili dupa apusul soarelui. Urmeaza stratopauza, cu grosimi medii de 2-3 km, strat n care gradientul termic vertical este 0. Mezosfera se extinde intre altitudinile de 35-50 km i 80 km. Inca din stratele inferioare au loc scderi rapide ale temperaturii aerului i se produc turbulente intense. Temperatura scade de la 0 C la -80C. Umezeala aerului este aproape inexistenta, dar n unele cazuri, n unele sectoare n care n mezosfera patrund cantitati reduse de vapori de apa, pe timpul nopii se pot observa nori argintii. Urmeaza mezopauza, situata la altitudinea de 80 km, strat n care gradienii termici verticali sunt nuli, de la acest strat n sus temperatura gazelor incepand sa creasca. Termosfera se extinde intre 80-1200 km. Este un strat cu gaze extrem de rarefiate. Temperatura aerului crete constant, ajungand la 3000 C n partea superioara a termosferei, temperatura onventionala, ntruct datorita rarefierii gazelor, nu poate fi masurata cu aparatura clasica. Urmeaza termopauza, cu gradient termici verticali nuli, acest strat jfacand leganira cu ultimui strat al atmosferei, exosfera. Exosfera, strat n care densitatea gazelor este de sute de miliarde de ori mai sczuta dect la suprafafa terestra, nu se mai supune gravitatiei. Acest strat se extinde de la 1200 km la 10.000 km, dupa unele opinii pn la 65.000 km, distant la care inceteaza orice influenta electromagnetic i gravitationala a Pamntului n stratele superioare ale exosferei, temperaturile sunt i mai dificil de masurat dect n termosfera, datorita unei rarefieri i mai mari a gazelor. Aici temperatura depinde de expozitie, n fata radiatiei solare se nregistreaza temperaruri foarte mari, iar la umbra se inregistreaz temperaturi aproape la fel de scazute ca i n spatiul cosmic. Acest fapt este utilizat n principiul de functionare al bateriilor solare cu care sunt echipati satelitii O alta definire a stratelor atmosferei se bazeaza pe natura gazelor care sunt prezente la diferite nivele ale atmosferei i pe procesele fizico-chimice care au loc n aceste strate. Intre suprafaa terestra i inaltimea de 100 km, se situeaza omosfera, care cuprinde, din clasificarea precedent, troposfera, stratosfera i mezosfera. n omosfera compozitia chimica a aerului este constanta, aceeasi cu cea intalnita la suprafaa terestra. Gazele se afla n stare moleculara. Eterosfera se ntinde ntre altitudinile de 100 km i 13

10.000 km, conine stratele termosfera i exosfera din clasificarea Donn i prezinta o mare rarefiere a gazelor, care sunt dispuse stratificat, n functie de greutatea moleculara i sunt disociate ionic. Corespunzator termosferei, stratele inferioare ale eterosferei sunt: stratul de azot molecular care se extinde intre 100 km i 200 km, urmat de stratul de oxigen atomic, care se extinde intre 200 i 1.100 km. Urmeaza stratele corespunzatoare exosferei: ntre 1.100 i 3.500 km se afla stratul de heliu atomic, iar intre 3.500 km i 10.000 km, stratul de hidrogen atomic. n compozitia eterosferei, primele doua strate sunt alcatuite din componenti majoritari ai aerului atmosferic, azotul i apoi oxigenul. Gazele din celelalte doua strate superioare ale eterosferei, sunt generate prin procese specifice. Heliul este rezultat al dezintegrarii uraniului i thoriului din scoarta terestra, iar hidrogenul provine din disocierea moleculelor de apa. Datorita ionizarii produsa de radiatiile Roentgen i gamma, n stratele inalte ale atmosferei se constituie un strat aparte, corespunzand unei a treia clasificari, efectuata n functie de starea electric n termosfera, intre 60 km i 400 km, se constituie stratul numit ionosfera., Aici, azotul i oxigenul molecular pierd electroni i devin ioni pozitivi. Electronii pierduti formeaza un flux electric la scara globala. Ionosfera contine mai multe strate. Primele trei strate sunt constitute din azot molecular. Cel mai important este stratul D (Kennelly-Heaviside), situat ntre 60-80 km, strat care reflect, preponderent undele radio. Urmeaza stratul E, situat intre 80-130 km i stratul F, situat intre 130-200 km. Ultimul strat al ionosferei, G, situat intre altitudinile de 200-400 km, este constituit din oxigen atomic. Exista un flux continuu de electroni din atmosfera spre zonele polare i un flux continuu de electroni din interiorul Pamntului spre suprafat. Aceste fluxuri determina distribuirea sarcinilor electrice ntr-un camp electrostatic. Pe langa acesta, planeta are i un camp magnetic, cu doi poli. Pamntul poate fi considerat un dipol, asemanator unei bare magnetice ce are nclinaia de 11 fa de axa polilor. Campul magnetic este generat de nucleul metalic, magnetic al Pamntului, iar punctele n care axa magnetica strapunge suprafaa terestra, constituie polii magnetici. Atmosfera este meninuta n jurul Pamntului de acest camp mixt, campul electromagnetic, care i exercita influenta pn la magnetopauz. n drumul sau prin cosmos, n miscarea de revolutie, atmosfera terestra are n partea dinspre Soare, frontul de soc care stopeaz i deviaza pe lateral vntul solar. Spre margini, acest front este penetrat de particulele corpusculare ale vntului solar, care sunt perturbate de impactul cu frontul de soc i i continua miscarea ondulatoriu, formand zona de turbulen a vntului solar. Magnetopauza prezinta n partea opusa Soarelui o ,,coada" care se disipeaza n spatiul cosmic pn la distanta de 6.400.000 km, asemenea cozii unei comete. Atmosfera terestra pn la magnetopauza constituie o capcana pentru particulele materiale emise de Soare i cosmos, fluxul energetic electromagnetic strabtnd atmosfera superioara aproape neperturbat. Conceptia geofizica pledeaz pentru extinderea atmosferei pn a magnetopauz, ultima bariera pn la care pot fi decelate influente terestre. Cea mai mare parte a captrilor provine de la Soare, sub forma de plasma solar, la care se adaug particule provenite din spatiul cosmic, praf cosmic, care desi redus cantitativ, poate, prin depunere de-a lungul a milioane de ani, constitui strate groase de sute de metri, pe fundul ariiior centrale ale oceanelor, unde praful continental nu ajunge. Nu ntamplator, celebrul cercettor i om de televiziune american, Carl Sagan, spunea c suntem fcui din pulbere de stele. Plasma solara este constituita din electroni, protoni i atomi cu sarcini pozitive (hidrogen). Particulele de plasma (a patra stare de agregare a materiei) provin din cromosfer , se deplaseaza cu viteza intre 300 km i 1.000 km/s i constituie vntul solar. Emisiile de plasma ale cromosferei, primite la suprafaa exterioar a atmosferei sub forma de vnt solar, sunt maxime n anii maximei activiti solare n anii cu activitate solara maxima, pe Soare se produc mari eruptii de gaze incandescente, percepute sub forma de pete solare. Numarul acestor pete (numarul Wolf) este maxim, n medie, odata la 11 ani, conturand o ciclicitate care are asupra atmosferei, mai ales influene de natura electromagnetica. Aceste eruptii solare, asemenea unor uriase furtuni, emit n spatiul cosmic, deci i spre Pamnt, mari cantitati de particule materiale, incarcate electric. n aceste perioade se intensifica. aurorele polare, furturiile magnetice, perturbatiile radio i ale telecomunicatiilor, se intensifica campul magnetic spre frontul de soc i se lungeste ,,coada" atmosferei n

14

spatiul cosmic. Plasma solara circula, odata captata n atmosfera, n sensul meridianelor, pe liniile de forta ale campului electromagnetic al Pamanrului, n spirale. Plasma solara prezint concentratii zonale, numite centuri de radiaie (bruri de radiaie). Doua dintre acestea, cele mai apropiate de Pamnt, sunt cel mai bine conturate. Ele au fost descoperite de ctre satelitii americani, n anul 1958 i se numesc centurile de radiaie Van Allen. Prima se situeaza la distanta medie de 2600 km fata de Pamnt, iar a doua la distanta medie de 13.000 km - 19.000 km, fa de Pamnt. i pe orizontal sunt diferenieri intre diferitele sectoare ale atmosferei. Aceste diferentieri, mai ales n ceea ce priveste temperatura, umezeala i opalescenta, sunt evidentiate sub forma maselor de aer, care sunt desprite de fronturi atmosferice principale. Diferenierile de presiune genereaz ciclonii, anticiclonii i alte formatiuni barice. Aceste configuraii pe orizontal, dau specificul vremii i influenteaz clima diferitelor regiuni, studiul lor fiind obiectul meteorologiei dinamice i sinoptice.

15

3. RADIATIA SOLARA, TERESTRA Si ATMOSFERICA3. 1. SOARELE SI ACTIVITATEA SOLARA. RADIATIA SOLARA.Soarele este una dintre cele circa 100 de miliarde de stele ale galaxiei Calea lactee. Soarele efectueaza o miscare de revolutie n jurul centrului galaxiei, cu viteza de 200 km/sec, i o miscare de rotatie n jurul propriei axe, care dureaz 25-27 zile la ecuator i 35-37 zile, la poli. Varsta Soarelui este apreciat la 4,5 milarde de ani. Raza sa este de 695.300 km, masa de 2 1027 t, densitatea medie de 1,4 g/cm3, densitatea n nucleu de 150-160 g/cm3, presiunea n interiorul nucleului, de 100-200 miliarde de atmosfere, turtirea la poli nesemnificativa, temperatura la suprafaa de 5.770 K, temperatura n centru de circa 15 milioane grade Kelvin, iar distanta medie pn la Pamnt, de 149,6 milioane km. Soarele face parte dintre stelele de mrime mijlocie, din categoria pitice galbene. Este alctuit predominant din hidrogen i heliu (Posea, Armas, 1998). n faza initial, Soarele a fost o stea rece, o protostea. Prin comprimare gravitational i creteea presiunii n interior i-a ridicat temperatura, declanndu-se micri convective n interiorul su. Dup circa 100 milioane de ani de existen n faza de protostea, acum 4,5 milarde de ani, n interiorul Soarelui s-au declansat reaciile nucleare, moment al aparitiei Soarelui, ca stea pitic galben. Din momentul prezent, reaciile nucleare vor mai putea continua nc 5 miliarde de ani. Dup aceea, hidrogenul din nucleu va fi tot transformat n heliu, nucleul se va contracta, iar invelisurile exterioare se vor dilata, extinzandu-se pana pe aliniamentul pe care se afla acum orbita planetei Marte, incluzand i spatiul ocupat de planeta noastra, Soarele devenind o stea gigantic roie, faz care va dura aproximativ 1 miliard de ani. n aceast faz se va pierde spre cosmos, jumatate din materia solara, va urma o rcire i o contractare a materiei ramase, Soarele devenind o stea pitic alb. Continuarea procesului de racire, contractare i creteea densitatii va face ca Soarele sa nu mai lumineze, devenind o stea pitic neagr. Energia solara, este energia care a pus n miscare materia pe suprafaa Pamntului de-a lungul erelor geologice, ajungandu-se la infiarea actual. Energia solara asigur substratul energetic al miscarilor i transformarilor mediului i energia indispensabila aparitiei i dezvoltarii vieii pe Terra. Este factorul principal n dinamica atmosferei, fiind sursa energetic a tuturor transformarilor ce au loc nencetat n atmosfer. Dac Pamntul nu ar dispune dect de caldura sa interna, n stadiul actual al evolutiei planetei, temperatura suprafeei sale ar fi aproape de 0 absolut (- 273C). Soarele emite energie prin radiaii de natur electromagnetic. Din radiaia emis de Soare n spatiul cosmic, Pamntul primete a doua miliarda parte, adica 1,37 x 1024 calorii. ntr-o zi i jumatate, Pamntul primeste de la Soare o cantitate de energie egala cu toat energia produs de societatea omeneasca, ntr-un an. De la stele se primete pe Pamnt o cantitate de energie infima, egal cu a suta milioana parte din energia primita de la Soare. De la cosmos, Pamntul primeste o cantitate de energie i mai redusa, echivalenta cu a doua miliarda parte din energia primita de la Soare (Pop, 1988). Soarele este o sfera avand raza echivalenta cu 109,1 raze terestre. n micarea sa de revolutie n jurul Soarelui, Pamntul descrie o elips. Soarele este situat ntr-unul din focare. Distanta minima pn la Soare este n 2 ianuarie, la periheliu (perigeu),(147 milioane km), iar distanta maxima este pe 4 iulie, la afeliu (apogeu), (152 milioane km) n miscarea sa pe eliptica, Pamntul are o inclinatie de 6633' fata de planul elipsei. Aceasta inclinare creeaza anotimpurile. Inceputurile astronomice ale anotimpurilor sunt date de echinoctii i sol titii. Compozitia chimica a Soarelui const din gaze incandescente, hidrogenul ocupand procentul de 50%, heliul, 40%, iar metalele grele, n stare gazoasa, 10%. Energia solara este produsa de reaciile termonucleare, similare celor produse la explozia unei bombe nucleare cu hidrogen (fuziune) i n secundar de reactii nucleare de fisiune, asemanatoare celor ce se produc la explozia unei bombe atomice. 16

Reactiile de fuziune se produc mai ales n nucleul solar, unde prin unirea a patru nuclee de hidrogen rezulta rezulta un atom de heliu i energie emisa ca radiaie gamma. Materia solara se disociaza n atomi ai elementelor simple i particule elementare: electroni, protoni i neutroni. Nucleele de hidrogen (protonii) se misca n interiorul Soarelui, se ciocnesc cu nucleele altor elemente, provocand dezintegrarea (fisiunea) i refacerea (fuziunea) nuclear a materiei solare. n final, intreaga cantitate de hidrogen se va transforma n heliu. Dei Soarele este alcatuit n intregime din gaze, sub forma de plasma, i ar fi impropriu sa se spuna c are atmosfer, fiind vorba doar de strate de gaze cu densitate din ce n ce mai redusa, spre exterior, comparativ cu densitatea din nucleu, stratele exterioare, cu densitatea redusa, poarta numele de atmosfer solara. Atmosfera solara se compune dintr-un strat inferior, numit fotosfera, cromosfera i coroana. Fotosfera este partea vizibila a Soarelui, discul alb care este sursa majoritatii radiatiei solare (foton nsemnand lumina, n limba greaca). Fotosfera este primul strat cu densitati reduse, la exterior de masa propriu-zis a Soarelui. Grosimea fotosferei este de 100-500 km. Unele conceptii consider fotosfera ca ultim strat al Soarelui, deasupra sa, atmosfera solara incepand cu cromosfera. Temperatura scade n fotosfera odata cu departarea de Soare, de la 5770 K, la baza, la 4300 K, n partea superioara. Fotosfera are densitate redus, egala cu densitatea atmosferei terestre la inaltimea de 50 km. Hidrogenul constituie 92 % din masa fotosferei. Cromosfera este un strat cu forma unui inel rosu (in limba greaca, cromos inseamna culoare) fiind atmosfera solara propriu-zisa. Temperatura cromosferei crete de la 4300 K, la baza, pn la circa 1 milion de grade Kelvin, n partea superioara. Unele ipoteze pun aceasta cretee de caldura pe seama transformarii energiei mecanice n energie calorica, acesta fiind primul strat, n care se pot intruni conditii penrru aceasta transformare. Cromosfera este alcatuita din hidrogen (78%), heiiu (7,8%), restul fiind elemente grele. Coroana solara este cel mai extin strat ai atmosferei solare, numit i atmosfera exterioara extinzandu-se pn la distanta de 3 milioane de km de Soare, fiind vizibila la eclipsele totale de Soare, sub forma unui halou alburiu, din care, spre spatiul cosmic, se propaga vntui solar. Temperatura coroanei solare scade de la 1 milion de grade Kelvin n partea inferioara (in partile cele mai active, pn la 3 milioane grade Kelvin), la 100 K, la limita sa difuza spre spatiul cosmic. Prin coroana solara strabat jetuiri de gaze ionizate, la temperaturi ridicate, pn la naltimi egale cu 3-4 raze solare, coada lor extinzandu-se n cosmos, pn la distanta de 10 raze solare, fata de suprafaa Soarelui. Coroana este compusa majoritar din hidrogen ionizat. Atmosfera solara are o dinamica accentuata, fiind uneori mai calma, cel mai ades puternic perturbata de fluxuri de energie i curenti de particule, ca i de miscarile violente produse de eruptiile solare. Ciclicitatea eruptiilor solare, procese stran legate de fenomenul petelor solare, are o perioada de 912,6 ani, cu media de 11 ani, numarul de pete solare fiind un indicativ stabilit acum doua secole de fizicianul german Wolf (numarul Wolf reprezentand numarul anual de pete solare vizibile instrumental de pe Pamnt). Numarul maxim de pete solare observat (263), s-a produs n anul 1957, an de maxima activitate solara (ani ai Soarelui cald, spre deosebire de anii cu activitate minima, numiti ani ai Soarelui calm). Petele solare sunt arii aparent mai putin active, ce apar mai intunecate, datorita temperaturii mai reduse (4000 K), comparativ cu restul suprafeei Soarelui, fiind inconjurate de vartejuri de gaze incandescente, cu temperaturi mai ridicate. n realitate, numarul mare de pete solare indica o activitate solara intensa, marcata de eruptii solare, la marginea petelor, care se transmit n coroana solara sub forma de jeturi i protuberane formate din gaze ionizate i avand temperaturi ridicate. Diametrul petelor solare poate ajunge la 100.000 km. Petele solare pot persista pn la cateva luni, sunt mobile, se deplaseaza n general spre vest i spre ecuatorul solar, formandu-se majoritar intre latitudinile solare de 35-40, rareori migrand spre polii solari. Intensificarile produse de eruptiile solare n anii de activitate maxima, ca i scaderile de activitate din anii calmi, nu pot modifica mai mult de 3-4 % energia transmisa de Soare n spatiul cosmic. n anii de maxima activitate solara se intensifiec radiatia corpusculara i ultraviolet. 17

Energia solar se propaga dinspre nucleul Soarelui, prin trei categorii de procese. Prin conductibilitate termic se transmit spre exterior cantitati neglijabile de energie. Prin radiatie, procesul este mai intens, dar cantitatile transmise raman mici, datorita faptului ca pe parcurs, energia prezenta initial ca raze gamma, este absorbita de electronii i atomii materiei solare, fiind transformata n radiaie X, cu lungimi de unda din ce n ce mai mare. Dupa repetate reactii, fluxul caloric ajunge la suprafaa Soarelui, abia dupa un milion de ani de la pomirea sa din nucleu. Aproape ntreaga cantitate de energie produsa n interiorul Soarelui, se transmite spre exterior prin convectie termica. Energia solara se transmite n spatiul cosmic prin radiatii electromagnetice, avand lungimi de unda cuprinzand intreg spectrul electromagnetic, de la razele X, la undele radio. Radiatia electromagnetica nu are nevoie de mediu material pentru a se putea transmite i se deplaseaza cu viteza de 300.000 km/s (viteza luminii). Pentru razele X i razele ultraviolete de unda scurta, sursa de emisie este coroana solara; pentru spectrul vizibil i domeniul lungimilor de unda ale radiatiei infrarosii, fotosfera; pentru undele radio, cromosfera i coroana. Soarele emite i radiaie corpusculara, cu ncarcare electric, compusa din electroni i ioni, care poarta abia a milioana parte din energia soiara, se deplaseaza lent, n comparatie cu radiatia electromagnetica (300-1000 km/s), constituind vntul solar. Vntul solar se propaga pn la distanta la care presiunea sa devine nula, presiunea n spatiul respectiv fiind doar cea a radiatiei cosmice. Acest spatiu pe care Soarele i exercita influenta prin intermediul vntului solar, se numeste heliosfera.

3. 2. PRINCIPALELE LEGI ALE RADIATIEICorpurile care au temperatura de peste -2730C (0 K) emit radiatii cu diferite lungimi de unda, n functie de temperatura, culoarea i natura lor. Puterea de emisie (e) este cantitatea de energie emisa ntr-un minut de pe o suprafaa de 1 cm. Similar, puterea de absorbtie (k) este cantitatea de energie ce poate fi absorbira ntr-un minut de o suprafaa de 1 cm 2, iar puterea de reflexie (a) este cantitatea de energie reflectat ntr-un minut de pe o suprafaa de 1 cm2. Pentru corpul absolut negru (inexistent n natur) teoretic, k = 0, a = 1. n cazul reflexiei 1, reflexia este totala i ar fi produsa de oglinda perfecta, inexistent n realitate. Oglinzile eficiente, de argint sau platina, se apropie doar de aceast valoare. Exist trei legi principale ale radiaiei, cu mare aplicabilitate n meteorologie. Legea Kirchoff. La o anumita temperatura, pentru o anumita lungime de unda, raportul dintre puterea de emisie i puterea de absorbtie este o marime constanta, aceeasi pentru toate corpurile i egala cu puterea de emisie a ,,corpului negru", n aceleasi conditii. Conform acestei legi, rezulta urmtoarele: - corpurile emit radiatiile cu lungimi de unda pe care le i pot absorbi la aceeasi temperatura; - corpurile care absorb bine, radiaza de asemenea bine, iar corpurile care absorb slab, radiaza slab; - corpurile din natura, nefiind niciodata absolut negre, emit numai o anumita parte din radiatia pe care o emite corpul absolut negru, la aceeasi temperatura. Legea Stefan-Boltzman. Puterea radianta totala a ,,corpului absolut negru" este proportionala cu temperatura absoluta (K) a acestuia la puterea a patra. Legea de deplasare Wien-PIanck. Produsul dintre lungimea de unda care corespunde puterii de emisie maxime a unui corp i temperatura absoluta (K) a acestuia este o marime constanta. Rezult c la temperaturi ridicate, puterea de emisie maxim este cu lungime de unda tot mai mica.

3.3. COMPOZITlA SPECTRALA A RADIATIEI SOLARESoarele emite doua feluri de radiatii, radiatia termica, de natura electromagnetica i radiatia corpusculara. Energia radianta emisa sub influenta caldurii se numeste radiaie termica. Viteza ei este viteza luminii (300.000 km/s). Aceasta radiaie nu necesita mediu material pentru propagare. Radiatia corpusculara este alcatuita din particule cu incarcare electrica (ioni), protoni, electroni i neutroni, particule care au energii inalte, generate de plasma solara. Radiatia corpusculara transport spre Pamnt, o 18

cantitate de energie de 10 miliarde de ori mai mica dect radiatia termica, din aceasta cauza urmand a analiza doar radiatia termica. In domeniul masurarii lungimii de unda a radiatiei electromagnetice se utilizeaza unitati de masura specifice: 0,001 mm = 1 micrometru (micron), lum = 1 nm (nanometru); 0,1 nm = 1 A. (angstrom). Spectrul radiatiei solare incepe cu radiatiile X care au lungimea de und de caiva A, la undele herziene (radio, radar), care au lungimea de und pna la civa cm. Totalitatea radiatiilor electromagnetice emise de Soare, ordonate n functie de lungimea de unda, inregistrate fotografic sau fotoelectric, poarta numele de spectru solar. n ordinea lungimii de und, spectrul solar se imparte n mai multe zone. - zona radiatiilor X (Rontgen) este prezenta la lungimi de unda sub 2900 A. Acest tip de radiatii, folosit la radiografii, este deosebit de nociv. Aceste lungimi de unda sunt de regula retinute n atmosfera, la suprafaa terestra ajungand o cantitate infima; - zona ultravioleta (UV) se extinde intre lungimile de unda de 2900 - 3600 A. Radiatiile ultraviolete au puternice efecte chimice, numindu-se i radiatii chimice; - zona radiatiilor vizibile (VIZ) se extinde intre lungimile de unda de 3600 - 7200 A. Ele pot fi desfacute prin refractie n culorile componente: violet, indigo, albastru, verde, galben, oranj i rosu. Refractia razelor solare vizibile n picaturile de apa, formeaza curcubeul. Prin compunerea acestor tipuri de radiatie, cu lungimi diferite de unda, se obtine lumina alba; -zona radiatiilor infrarosii se extinde intre 7200 - 3.000.000 A. Acest tip de radiatii are un efect caloric pronuntat. Obiecte care nu sunt incandescente emit radiaie infrarosie, chiar i acelea care au temperatun negative, cu putin deasupra temperaturii 0 K. Pe masura creteii temperaturii obiectului ce iradiaza, se scurteaza i lungimea de unda a radiaiei emise; - undele herziene (radiofonice) au lungimi de unda de peste 3.000.000 A (0,3 mm). Intre 1.600 40.000 A se situeaza 99% din energia radianta infraroie. Lungimile de unda care detin energie decelabila, ncep cu radiatiile X, care detin energie n partea lor cu lungime de unda mai mare i se continua pana n partea cu lungimi mici de unda a radiatiei infrarosii. Radiatiile infrarosii cu lungimi mari de unda i radiatiile herziene transporta cantitati infime de energie. Spectrul solar nu este continuu, ci are benzi negre n compozitia sa, benzi numite linii de absorbtie. Acestea indica lipsa unor radiatii n domeniul lungimilor respective de unda. Aceste lungimi de unda au fost captate de ctre atmosfera solara i de cea terestra, pierderile de energie n spatiul cosmic fiind extrem de mici. La limita superioara a atmosferei, aceste intreruperi sunt mai putine, indicand ecarrurile n care radiatia a fost retinuta de ctre atmosfera solara. Absorbtia atmosferei este foarte puternica, chiar totala, pentru anumite lungimi de unda. Radiatiile importante caloric i vizual sunt doar cele de unda scurta. Daca pentru Pamnt se considera o temperatura medie de 15C, lungimea de unda a emisiei maxime este de 103 000 A. Intensitatea radiatiei scade spre lungimi de unda mai redusa, ajungand sa fie 0, la lungimea de unda de 40.000 A, ntruct planeta are temperatura medie, cat i temperaturile maxime, destul de reduse. Valoarea de 40.000 A, poate fi considerata ca limita intre radiatia terestra i radiatia solara. Moleculele constituiente ale gazelor atmosferice, dar mai ales vaporii de apa i bioxidul de carbon retin raze din spectrul lungimilor mari de unda, emise de suprafaa terestra i de contraradiatia atmosferei (acea parte ndreptata spre spatiul cosmic), particulele respective se incalzesc i emit radiatia captata, n toate sensurile, deci i inapoi spre suprafaa terestr. Intre Pamnt i atmosfer se formeaza un flux continuu i den de radiaie, care, captata n stratul inferior al atmosferei, duce la ncalzirea acestui strat. Atmosfera inferioara este penetrabila pentru radiatia solara cu lungimea mica de unda, dinspre Soare spre Pamnt, dar este o capcana pentru fluxul radiativ care se deplaseaza dinspre Pamnt i stratele inferioare ale atmosferei, spre cosmos. Acest fenomen constituie efectul de sera. Datorita creteii cantitatii de bioxid de carbon i a altor poluanti ce produc efect de sera, n stratul inferior al atmosferei, efectul de sera s-a amplificat continuu odata cu dezvoltarea industriala. S-a produs o cretee a temperaturii troposferei inferioare, cu 1 C, numai n ultima suta de ani.

19

3. 4. RADIATIA SOLARA DIRECTA. CONSTANTA SOLARA.INSOLATIA.Fluxul de radiaie ce provine direct de la discul solar i care ajunge nemodificat (nedifuzat, nereflectat, nerefractat), la suprafaa terestra, constituie radiatia solar directa (S'). O parte din radiatia solara directa se introarce n cosmos prin procese de reflectie, sau se transform n atmosfera, n alte tipuri de radiaie. La limita superioara a atmosferei, radiatia solara directa este puternica i constanta. Mici modificari sunt datorate creteii activitatii solare pe timpul petelor solare i la apropierea Pamntului de Soare (n iama emisferei boreale). Conventional, valoarea standard, acceptata international, este de 1,98 cal/cm 2/min, valoare denumita constanta solara. Variatia ei anuala este de 3%. Radiatia direct masurata pe suprafaa perpendiculair pe razele soarelui este notata I. Fluxul radiatiei solare directe, ce cade pe o suprafaa orizontala, reprezinta insolatia. (I') Aceasta se masoara n cal/cm2/min. I' = I sin ho n care I = radiatia directa masurata pe suprafaa perpendiculara; ho = unghiul de inaltime al Soarelui deasupra orizontulu I = F doar cnd Soarele se afla exact n mijlocul bolii cereti. Pe suprafaa orizontala, comparativ cu aceeasi suprafaa perpendiculara pe razele soarelui, densitatea fluxului radiativ este mai mica, iar cantitatea de energie primita este de asemenea mai mica. n zona intertropicala, radiatia directa cade perpendicular pe suprafaa terestra orizontala, doar la amiaza, n doua zile pe an, iar pe tropice, la amiaza, n sol titiul de vara al fiecarei emisfere. La ecuator, aceasta situatie se inregistreaz doar la amiaza, la cele doua echinoctii. Pe suprafaa terestra inclinata, unghiul de incident este diferit, ceea ce va duce la diferentieri ale insolatiei rezultand diferentieri termice locale (topoclimatice). Expozitia i inclinarea versantilor constiruie principalii factori de diferentiere topoclimatic.

SLABIREA INTENSITATII RADIATIEI SOLARE LA TRECEREA PRIN ATMOSFER.La trecerea prin atmosfer se modifiec compozitia spectral i intensitatea radiatiei. Razele X sunt sunt absorbite aproape total, iar radiatia ultraviolet ntr-o proportie mare. Procesele de absorbtie, reflexie, difuzie i refractie duc la scaderea constantei solare, de la limita superioara a atmosferei, pn la suprafaa terestra. Absorbtia este un proces selectiv. Eficienta mare a ei n atmosfera terestra este ilustrata de intensitatea, frecventa i extinderea liniilor telurice. Radiatiile cu lungimi de unda mai mici de 2.200 A, (radiatiile X), sunt absorbite de ctre oxigen i azot, aproape n totalitate. Bioxidul de carbon absoarbe bine radiatiile infrarosii cu lungimea de unda ntre 40.000 - 50.000 A i aproape total pe cele cu lungimea de und ntre 130.000 - 170.000 A. Apa absoarbe foarte puternic, absorbind aproape total radiatiile infrarosii cu lungimi de und cuprinse ntre 40.000 - 80.000 A i radiatiile infrarosii cu lungimi de unda mai mari de 130.000 A. Bioxidul de carbon absoarbe radiatii infrarosii dintr-un ecart mare, n special pentru lungimi de unda sub 40.000 A, ceea ce face ca creteea concentratiei sale n atmosfera sa duca la amplificarea efectului de sera. Difuzia este procesul de mprastiere a radiatiei de ctre moleculele gazelor i vaporilor din atmosfera, ca i de ctre aerosoli atmosferici de mici dimensiuni. Sunt difuzate n special radiatiile vizibile. Reflexia se produce n atmosfera, concomitent cu celelalte procese de transformare ale radiatiei solare. Reflexia este produsa n special de ctre aerosoli. Difuzia i reflexia depind de grosimea stratului atmosferic strabatut. Grosimea atmosferei, masurat de la suprafaa terestra, pana n cosmos, pe perpendiculara locului, se numeste masa optica normala i valoarea ei este egala cu 1. La diferite inaltimi

20

ale Soarelui deasupra orizontului, masa optica este foarte diferita i ea crete ntr-un ritm mult mai mare, comparativ cu scaderea unghiului de incidenta a radiatiei solare directe. Este evidenta creteea foarte putemica a radiatiei directe, la mijlocul diminetii i scaderea brusca la cateva ore dupa amiaza. Orele de rasarit i de apus nregistreaz cantitati de radiaie directa infima. Schimbarile termice bruste se petrec la orele 8 - 9 i 16 - 17. Daca n domeniul radiativ modificarile pe parcursul zilei, mai ales la mijlocul diminetii i la mijlocul dupa amiezii sunt transante, pentru temperatura nu se intampla acelasi lucru, ntruct atmosfera, ca i suprafaa terestra, au inertii termice proprii mari, accentuate de prezenta apei care acumuleaza caldura n momentul ncalzirii i o cedeaza n momentul racirii. Schimbarile de faza ale apei maresc i mai mult inertia termic a atmosferei, astfel incalzirea i racirea sa se produce cu o ntarziere i mai lent dect variatia radiatiei solare directe. Coeficientul de transparenta este raportul: p = 1/ Io n care I este radiaia directa ajuns la suprafaa terestra, iar Io este constanta solara. Coeficientul de transparenta este selectiv. Astfel pentru lungimea de unda de 4.000 A, p are o valoare medie de 0,72; pentru 6.000 A, 0,94 iar pentru 10.000 A, 0,99. Rezulta ca n partea stanga a spectrului vizibil, atmosfera stopeaza mare parte din radiatie, iar la dreapta sa, spre radiatia infrarosie, atmosfera este foarte transparenta, radiatiile infrarosii strabatand cu usurinta atmosfera. cnd grosimea atmosferei crete aritmetic, radiatia solara scade n progresie geometrica. Regula este valabila pentru totalul radiatiei solare, dar se aplica diferit pentru fiecare lungime de unda. Fractiunea din radiatia directa, retinuta prin absorbtie i difuzie se exprima prin coeficientul de extinctie. Coeficientul de extinctie este suma extinciilor exercitate de ctre gazele atmosferei (atmosfera ideala). La aceste extinctii se adauga extinctii exercitate de ctre vaporii de apa i aerosoli. Raportul dintre coeficientul de extinctie al atmosferei reale (atmosfera ce contine vapori de apa i aerosoli) i coeficientul de extinctie al atmosferei ideale (fara vapori de apa i aerosoli), reprezinta factorul de opacitate al atmosferei. Valoarea acestuia este de 2 - 3 n muntii nalti i ajunge la 4, n zonele urbane. Factorul de opacitate este mai mare vara, cnd atmosfera este incarcata cu vapori de apa i praf. Mersul zilnic i anual al intensitatii radiatiei solare directe i al insolatiei Cum s-a mai aratat, mersul zilnic i anual al intensitatii radiatiei solare directe i al insolatiei este n functie de grosimea atmosferei srrabatute i de opacitatea sa. Valorile cresc, odata cu creteea unghiului de incidenta al radiatiei solare directe, spre pranz n mersul diurn i spre sol titiul de vara, n mersul anual. La ecuator, creteea de la amiaza nu este atat de evidenta datorita creteii continutului de vapori din aer. Radiatia solara directa crete odata cu altitudinea, datorita scaderii masei armosferice strabatute i scaderii opacitatii. Mersul anual al radiatiei solare directe prezinta curbe care cresc dinspre sezonul rece spre sezonul cald, de la inceputul anului spre mijlocul sau, scazand apoi pn la sfarsitul anului. Exceptie face doar zona ecuatoriala, unde se nregistreaz doua plusuri, de primavara i toamna i doua minime, de vara i iarna. Marimea zilei polare face ca radiatia solara direct sa nregistreze n zona polari, n timpul lunilor iunie i iulie, valori mai mari dect cele nregistrate n aceeasi perioada, n zona ecuatoriala.

3.5. RADIATIA DIFUZADifuzia se produce n atmosfera prin dispersia fluxurilor radiative de ctre moleculele gazelor constituiente ale atmosferei, vaporii de ap i mai ales de ctre aerosoli (nori, cea, pacl). Prin aceste procese, 25% din radiatia direct se transform n radiaie difuz. Din radiatia difuz rezultata, 1/3 se pierde n cosmos. Suma radiatiei directe i a celei difuze constituie radiatia total. Intensitatea radiatiei difuze este n functie de raza particulelor ce difuzeaza, de natura lor, de densitatea lor pe unitatea de volum i de lungimea de unda a radiatiilor care vor fi difuzate. Particulele mici, chiar i moleculele, difuzeaza bine lungimile scurte de unda. Acestea difuzeaza intens radiatiile ultraviolete, violete, indigo i albastre, din aceste procese rezultand culoarea albastr a cerului. Atomii difuzeaza doar radiatii cu lungime mai scurta de unda, cum sunt radiatiile ultraviolete i 21

cele violete, de aceea la altitudini mari i chiar de pe muntii foarte inalti cerul se vede violet. Apa difuzeaza bine lungimnile de unda ale intregului spectru, dar mai ales pe cele ale spectrului vizibil, rezultand culoarea alba. Prin combinatie cu albastru provenit din procesele mentionate, atmosfera umeda produce o culoare albastru deschis a cerului. Albastrul i violetul se absorb sau se difuzeaza n atmosfera, spectrul vizibil ajungand la suprafaa terestra saracit n aceste dou culori. De aceea culoarea compunerii restului culorilor spectrului, ajunse masiv la suprafaa terestra, are o rezultanta galbuie. Este nuanta luminii solare. La suprafaa terestra, energia maxima revine radiatiilor galbene i verzi, n atmosfera mijlocie celor verzi i albastre, iar n stratosfera, celor albastre. Pentru particule mai mici dect lungimea de unda, difuzia este invers proportional cu lungimea de unda la puterea a 4-a. Pentru particule mai mari dect lungimea de unda, difuzia este identic pentru toate lungimile de unda. Difuzia produsa de particule mari are o rezultanta cu compozitie spectrala asemanatoare cu a radiatiei directe, ce conine la proportii normale i culorile cu lungimi mici de unda din spectrul vizibil, violet, indigo i albastru. Radiatia difuz are deci culoarea alba. Particulele ce au diametre mai mari de 1,2 microni, nu mai pot difuza, ele producand reflexia radiatiei incidente. Radiatia difuz (D) se msoara pe suprafaa orizontal i se exprimd n cal/cm2/min. Difuzia este maxima cnd razele solare cad pe suprafaa terestra n unghiuri mari, deci valorile ei sunt mari la amiaza i vara. Norii pot crete radiatia difuza pn la valori de 8 ori mai mari dect radiatia difuza ce ar putea fi inregistrata n acel moment, pe timp senin. Stratul de zapada, prin reflexie, trimite napoi n atmosfera, mare parte din radiatia incidenta pe suprafaa sa. Aceasta radiaie reflectata, ajunsa n atmosfera, difuzeaza i ea, ca i radiatia directa, marind cantitatea de radiaie difuza prezenta n atmosfera i crescand luminozitatea. Reflexia de pe stratul de zapada este foarte puternica n zonele polare, unde radiatia directa incidenta cade foarte oblic, cantitatea de radiaie difuza prezenta n atmosfera este foarte mare, iar cerul capta, din aceasta cauza, culoarea alba.

RADIATIA TOTALARadiatia totala (globala) este egala cu suma radiatiei directe i a celei difuze, ambele inregistrate pe suprafaa orizontala : Q = S' + D Intensitatea radiatiei totale este : Iq = I sin ho + D RaportuI dintre radiatia directa i radiatia difuza este mobil. Valorile acestui raport sunt n functie de inaltimea Soarelui deasupra orizontului (care depinde de momentul din zi i din an i de latitudine), de transparenta atmosferei, de opacitatea ei i n special de nebulozitate. Difuzia este totala inainte de rasaritul i dupa apusul Soarelui, i este de doar 10-20%, la amiaza zilelor senine. Nebulozitatea superioara crescuta mareste difuzia i scade valorile radiatiei directe, n final rezultand o valoare mai scazuta a radiatiei totale. Nebulozitatea parial, dar care nu umbreste Soarele pentru locul de observatie, va crete radiatia totala. Acest fenomen se produce prin pastrarea constant, a radiatiei directe, prin creteea radiatiei difuze, atat n norii respectivi cat i prin difuzarea radiatiei reflectate de acesti nori. Nebulozitatea inferioara ridicata duce la o cretee a radiatiei difuze, dar la o scadere i mai mare, chiar totala, a radiatiei directe, ceea ce va face ca suma lor, inglobata n radiatia totala, sa scada. Radiatia difuza crete n zona ecuatoriala, datorita transparentei reduse generata de cantitatea mare de vapori de apa. n Antarctica, cantitatea de radiaie totala este mai mare dect n Arctica deoarece aerul uscat, continental, de pe platourile Antarcticii, este foarte transparent, nebulozitatea este scazuta, iar radiatia directa este puternica.

22

RADIATIA REFLECTATA. ALBEDORadiatia directa i radiatia difuza cad pe suprafaa terestra, o parte a acestor radiatii este absorbita, iar alta parte este reflectata. Radiatia reflectata este acea parte a radiatiei solare care este reflectata de corpurile pe care cade i este returnata n atmosfera, cu aceleasi caracteristici. Suprafetele plane, lucioase i de culori deschise, reflecta n majoritate fluxul radiativ primit, alte suprafete retransmit n atmosfera doar o mica parte din radiatia primita, ca rediatie directa sau difuza. Radiatia reflectata se masoara n cal/cm2/min. Capacitatea de reflexie a suprafetelor se numeste albedo (A). A = R/Q-100% unde R este radiatia reflectata, iar Q este cantitatea de radiaie totala primita de respectiva suprafata. Valoarea albedoului nu ajunge practic, niciodata la 100%. Restul radiatiei, ca diferenta dintre Q i A, este radiatia ce a fost absorbita de suprafaa respectiva. Valorile albedoului sunt n functie de unghiul de incidenta al radiatiei solare pe suprafafa respectiva, planitatea, luciul, culoarea, ca i de starea umeda sau uscata a acelei suprafete. Suprafetele umede absorb mai bine dect suprafetele uscate. Valorile albedoului suprafeei subiacente active sunt foarte diverse. Ele variaza i n timpul anului, n functie de starea umeda sau uscat, acoperita sau nu, de strat de zapada, de stadiul de dezvoltare al vegetatiei. Zapada proaspata i uscata are albedoul de 80-98%; zapada umeda, 60-70%; zapada muradara, 40-50%, gheata marina, 30-40%; norii 50-80%; nisipul 30-40%; stepa 20-30%; culturile, n funcie de stadiul de vegetaie, 5- 25%; padurile dc fcioase 15-20%; padurile de conifere 10-18%. Suprafetele umede au albedoul mic, deci absorb bine radiatia solara. Rezulta o ncalzire puternica, deci suprafetele irigate se incaizesc mai puternic dect regiunile inconjuratoare, desi o parte din energia calorica se consuma n procesele de evaporare. Plantele reflecta radiatiile infrarosii i pe cele verzi, care contin energie mare, prin culoarea verde ele fiind protejate de radiatia intensa, ferindu-se astfel de ofilire n zonele subpolare, n tundra, multe plante au culoarea gri, fiind n acest fel adaptate pentru absorbtia radiatiei verzi, purtatoare de mari energii. Valorile reflexiei sunt maxime dimineata i seara. Apa are la amiaza albedoul de 2-5%, deci absorbtia este extrem de mare. Dimineata i seara, albedoul suprafetelor acvatice este de 80-90%, n aceste intervale de timp, radiatia incidenta fiind aproape n totalitate reflectata. Acest fapt se observa bine n cazul apelor continentale statatoare, putin adanci, a caror incalzire n timpul diminetii este slaba, saltul termic producandu-se brusc, la amiaza. Atmosfera de pe malul opus Soarelui, al acestor lacuri, primeste dimineata i seara, pe lang radiatia direct solara i mari cantitati din aceasta radiate directa, ce a fost reflectat de oglinda de apa. Radiatia albastra i verde patrund adanc n apele limpezi, difuzand n stratele inferioare i generand culoarea albastra-verzuie a acestora. Apele tulburi i cele cu turbulena mare absorb bine, incalzindu-se puternic. Masuratorile efectuate de ctre satelitii meteorologici. au stabilit pentru Terra, un albedou mediu de 35-40%. Aceasta valoare, relativ ridicata, se datoreaz suprafetelor mari acoperite cu nori.

3. 8. ILUMINAREA SI LUMINOZITATEAIluminarea este cantitatea de flux de lumina pe unitatea de suprafata. Ea este produsa de ctre radiatia solara din spectrul vizibil (cu lungimi de unda intre 3600-7500A). Unitatea de masura pentru iluminare este luxul (luxul reprezinta fluxul luminos de un lumen, uniform repartizat pe o suprafaa de 1 m2. Iluminarea determin o luminozitate a suprafeei corpurilor, n functie de caracteristicile lor (culoare, rugozitate). Luminozitatea este foarte puternica deasupra regiunilor "acoperite cu strat de zapada sau gheata, seara i dimineata, datorita reflectiei puternice, ca i pe malul apelor. Luminozitatea este puternica i n cazul n care Soarele lumineaza prntr-o spartura n strarul de nori. n acest caz, la radiatia directa se aduaga cantitati de radiaie difuza produse la trecerea razelor solare prin nori, ca i radiaie directa reflectata de nori, ajunsa n locul de observaie, ca atare, sau difuzata de atmosfera. n timpul verii polare

23

i subpolare, n verile scurte, vegetatia se dezvolta rapid datorita faptului ca, la cantitatea mare de radiaie solara primita n lunga zi polara, se adauga o luminozitate puternica.

3. 9. RADIATIA TERESTRA SI A ATMOSFEREISuprafata terestra se incalzeste i emite radiatia suprafeei terestre (Et). Daca se consider temperatura medie a planetei de 15 C, conform legii Stefan-Boltzman, radiatia ei medie va fi de 0,54/cal/cm2/min. Conform legii Wien-Planck, temperaturii medii a Terrei ii corespunde o energie maxima cu lungimea de unda X = 100.000 A, deci radiaie infrarosie. Suprafata terestra castiga energie n intervalele de zi ale sezonului cald i pierde n sezonul rece i pe timpul noptii. O parte din radiatia emisa de ctre Pamnt este absorbita de vaporii de apa, de bioxidul de carbon, de aerosolii de diferite origini, ca i de moleculele gazelor componente ale aerului atmosferic. Atmosfera incaizita astfel, va iradia n toate directiile, contraradiatia atmosferei (Ea) n 24 de ore, valoarea acesteia este aproximativ egala cu valoarea radiatiei totale. Diferena dintre intensitatea radiaiei terestre i intensitatea contraradiatiei atmosferei poarta numele de radiatia efectiva (Re): Re = Et Ea. Radiaia efectiva are valori pozitive pe timpul noptii i n sezonul rece, iar valoarea ei depinde de factorii fizico-geografici i climatici. creteea umezelii aerului duce la scderea radiatiei efective, n deserturi valorile pe timpul noptii fiind foarte mari, datorita atmosferei uscate. Prezenta norilor duce la scaderea radiatiei efective i la creteea temperaturii n noptile cu cer noros i acoperit n noptile senine de toamn sau primvar, cnd se nregistreaz temperaturi sczute, pierderile de caldura prin radiaie efectiva pot fi reduse prin aspersare de apa sau creearea de perdele de fum. Inversiunile termice scad radiatia efectiva, prin stratul de nori prezent de regula la limita stratului de inversiune. Radiatia efectiva crete odata cu altitudinea, fiind una din cauzele scaderii ternperaturii aerului n altitudine. suprafaa terestra umeda, desi emite mai putemic, inmagazineaza ziua mai multa cldur, ceea ce duce la temperaturi medii mai ridicate dect ale suprafetelor uscate. Vegetatia protejeaza solul de racire, dar se raceste ea, iar n conditile conductibilitatii sale termice reduse, producand frecvent condensari sau sublimari pe suprafaa sa (roua, bruma). Relatia generala a radiatiei efective este : Et (0,54 cal/cm2/an).

3. 10. BILANTUL RADIATIV-CALORIC LA suprafaa TERESTRA SI N ATMOSFERAAtmosfera este permanent strabatuia de fiuxuri radialiv-caionce, unele indreptate spre suprafaa terestra, altele spre cosmos. Bilantul radiativ se constituie din diferenta dintre radiatia primita i radiatia cedata. suprafaa terestra primeste radiatia totala, Q = S' + D, unde S' este insolatia n afara radiatiei totale, suprafaa terestra primeste i contraradiatia atmosferei, Ea, primindu-se suma S' + D + Ea. Pierderile sunt reprez