Partea a II-a --Climatologie X. 1. Probleme de baz ale climatologiei. No iunea de climat. Elementele i factorii climatici Atmosfera terestr este mediul n care se produc permanent un ansamblu de procese i fenomene de natur fizic, generate de fluxul de energie radiant solar, n strnse rela ii cu procesele fizice de la nivelul suprafe ei active (subiacente). Ansamblul valorilor tuturor elementelor fizice din atmosfer la un moment dat (sau pe o perioad scurt de timp), pe un spa iu n general limitat ca ntindere, constituie vremea. Varia iile n timp ale atmosferei determin mersul vremii. Elementele meteorologice (temperatura, presiunea atmosferic, nebulozitatea, precipita iile etc.) ce caracterizeaz calitativ i cantitativ starea vremii, sunt deseori numite i elementele vremii. Distribu ia lor spa ial i mersul lor n timp se regsesc n cele mai diverse combina ii, determinnd complexitatea continuei schimbri a vremii. Observa iile meteorologice nregistrate pe o perioad de mai mul i ani, pe un teritoriu n general extins, folosesc la caracterizarea climatului respectivului spa iu. Vom defini climatul ca fiind regimul multianual al vremii, ce include totalitatea schimbrilor succesive derulate sau posibile ale elementelor, proceselor i fenomenelor atmosferice ce caracterizeaz mersul vremii n anumite regiuni, ca rezultat al interac iunii dintre factorii radiativi, circula ia general a atmosferei, condi iile fizico-geografice specifice, la care se adaug influen a tot mai accentuat a factorului antropic. Manifestrile aleatorii, neobinuite, ce intervin n succesiunile strilor de vreme, constituie doar particularit i ale climatului, ce nglobeaz toate strile posibile de vreme ce survin n evolu ia timpului. Raporturile stabilite ntre climat i vreme, determin ca dac n cazul vremii, aceasta s fie caracterizat de evolu ia spa io-temporal a elementelor meteorologice, n cazul climatului, acesta este caracterizat de aceleai elemente, numite de aceast dat elemente climatice (temperatura aerului, umiditatea aerului, nebulozitatea, precipita iile atmosferice, vntul etc.). Deosebirea esen ial ntre elementele meteorologice i cele climatice const n aceea c ultimele le nglobeaz pe primele, elementele climatice fiind o rezultant a evolu iei valorice temporale i spa iale la o scar a timpului i spa iului mult mai larg, mai extins, a celor meteorologice. Cu toate c orice element climatic i are importan a sa, din punct de vedere al efectului fizicogeografic al climatului, nu toate au aceeai importan . Temperatura i precipita iile depesc cu mult ponderea celorlalte elemente, ac iunea lor combinat fiind hotrtoare asupra peisajului geografic. Regimul i distribu ia elementelor climatice sunt condi ionate de factorii climatogenetici principali i determin diferen ierea pe suprafa a terestr a mai multor tipuri de climat ncadrate celor cinci mari zone climatice cunoscute (zona cald, dou zone temperate, dou zone reci). Factorii climatici au o ac iune complex i simultan, unul sau altul putnd juca un rol climatogen mai mare sau mai redus, i prin aceasta, poate sau nu, s imprime o anumit caracteristic climatului unei regiuni. Factorii radiativi au rolul hotrtor, n lipsa lor, celelalte categorii de factori climatogenetici neputnd nici mcar s existe cu acest statut. Ei sunt reprezenta i de totalitatea fluxurilor radiative care strbat atmosfera. Factorii fizico-geografici, n ansamblul lor, se identific cu varietatea nsuirilor suprafe ei terestre, active. Tipul i caracteristicile acesteia, determin modificarea efectelor calorice ale razelor solare, influen nd procesele fizice ce se petrec n atmosfer, fr a le perturba periodicitatea determinat de micrile Pmntului n jurul propriei axe i n jurul Soarelui. Apa, uscatul i relieful sunt considera i factori climatogenetici fizico-geografici principali. Varietatea structurii petrografice, nveliul de zpa1

d i ghea , vegeta ia i solurile, sunt factori fizico-geografici secundari, a cror ac iune se desfoar subordonat celor principali. Factorii dinamici modific permanent, printr-un transfer continuu ntre diverse arii, energia caloric i umiditatea de la suprafa a terestr, activ. Totui, ac iunea lor climatogenetic, echivaleaz cu cea a altor factori principali ai climatului. Curen ii circula iei atmosferice transport n diferite direc ii masele de aer cu caracteristicile lor calorice i higrometrice, imprimnd timpului i climatului regiunilor peste care se deplaseaz alte caractere, dect cele care ar lua natere exclusiv sub influen a factorului radiativ i al suprafe ei active. Circula ia atmosferic i exercit ac iunea climatogenetic complex i prin intermediul fronturilor atmosferice i al perturba iilor frontale (ciclonii i anticiclonii mobili), n cadrul crora se efectueaz schimburi de cldur i de umiditate ntre diverse regiuni. Un rol asemntor cu al circula iei atmosferice au i curen ii oceanici, influen a lor termic manifestndu-se att asupra zonelor de litoral, ct i asupra unor zone mai ndeprtate, prin masele de aer de deasupra lor, ce au caracterul termic influen at de caracteristicile termice ale curen ilor, mase de aer ce pot ajunge la mari distan e de rm n interiorul continentelor. Aceste mase de aer n general umede influen eaz nu numai umiditatea, dar i precipita iile zonelor afectate. Factorii dinamici sunt cei rspunztori de varia iile neperiodice ale timpului i climei. Factorii antropici au nceput s introduc modificri sensibile n valorile i evolu ia climei odat cu ,,era industrial i declanarea ,,exploziei demografice. Rolul factorilor antropici este bine cunoscut la scar local, dar este controversat cnd este vorba de modificrile climatice la scar regional sau global. Un aspect legat de factorii antropici este de necontestat: impurificarea accelerat a atmosferei terestre nu poate conduce n nici un caz la ameliorarea climei. ntre factorii climatogenetici i elementele climatice exist raporturi de strs cauzalitate. Cel mai adesea factorii climatogenetici i elementele climatice se diferen iaz net unele de altele (ex. relieful ca factor climatic i nebulozitatea ca element climatic). Uneori factorii i elementele prezint laturi comune, sau chiar se suprapun unii cu altele. Spre exemplu radia ia solar este un factor climatogenetic fundamental, care exercit o ac iune hotrtoare asupra tuturor celorlalte elemente climatice, dar este n acelai timp un element climatic i, un element particular al strii fizice a atmosferei. Vntul este element climatic, dar i factor climatogenetic. Factorii climatogenetici, n multitudinea variantelor lor de combinare, determin o gam divers de manifestri ale elementelor climatice vzute sub aspect calitativ, cantitativ, n spa iu i n timp. Deasupra unor spa ii ntinse, regimul elementelor climatice se schimb lent, sub influen a latitudinii, a curen ilor oceanici i a circula iei generale a atmosferei, generndu-se mezoclimatele. Neomogenitatea local a suprafe ei active (relief, vegeta ie, sol, re ea hidrografic, pnz freatic, aezri umane) i caracteristicile regionale ale dinamicii aerului, eviden iaz climatele locale sau topoclimatele. Topoclimatele pot fi complexe, n cazul unor unit i fizico-geografice mai extinse, i elementare (naturale sau antropice), n cazul unor suprafe e restrnse, omogene, ale suprafe ei terestre. Varia iile elementelor climatice, ce se petrec de regul, n stratul de aer inferior, sub 2 m nl ime, sub influen a direct a suprafe ei subiacente caracterizeaz microclimatul. Mai multe microclimate elementare sunt de obicei nglobate unui topoclimat. X. 2. Climatologia i ramurile sale Climatologia studiaz geneza climatelor prin procesele climatogenetice i sub ac iunea factorilor climatici, reparti ia n timp i spa iu a elementelor climatice, clasific i descrie climatele i stabilete reparti ia lor geografic. Prin obiectul su de studiu, con inut, metodologie de cercetare, rela ii interdisciplinare, climatologia se ncadreaz n grupa disciplinelor geografiei fizice. Dup problematica abordat climatologia se divide n dou ramuri: climatologia general sau genetic i climatologia aplicat. Climatologia general sau genetic studiaz: - rolul factorilor climatogenetici n procesul de genez al climatelor, 2

- reparti ia spa io-temporal a elementelor climatice, - diferen ierile dintre diferite tipuri de climate i variante ale lor, - reparti ia geografic a climatelor ca entit i ale macroclimatului, - evolu ia n timp a climatului global sau a diferitelor componente ale acestuia, - procesele de formare a circula iei generale a atmosferei i a celor de transformere a maselor de aer, cu perfec ionarea metodelor de prevedere a vremii i, de aici mai departe, cu conturarea tendin elor viitoarelor evolu ii ale climatelor etc. - stabilirea unor metode indirecte de determinare a parametrilor unor elemente climatice pentru ariile n care lipsesc msurtorile meteorologice, pentru ariile n care acestea sunt reprezentate de observa ii pe timp scurt, sau pe intervale ceva mai lungi, dar cu discontinuit i ale seriilor de date. O alt preocupare a climatologiei, dar n care posibilit ile de ac iune sunt totui limitate, este de a stabili unele metode sau ci de ameliorare a climatului n direc iile dorite de colectivit ile umane. n timp, baza teoretic i practic a climatologiei genetice s-a lrgit iar n cadrul ei s-au conturat, dup problematica abordat, direc ii specifice ce s-au constituit treptat n subramuri cu obiect distinct de studiu. Subramurile climatologiei generale sunt: a) Climatologia bilan ului caloric studiaz schimburile-radiativ calorice ce au loc la suprafa a terestr i n atmosfer, aceste schimburi constituind sursa energetic a proceselor climatice. b) Climatologia dinamic sau sinoptic studiaz rolul proceselor circula iei generale a atmosferei n geneza climatelor. Climatologia dinamic are aplica ii n prevederea vremii pe lung durat. c) Climatologia teoretic studiaz legit ile generale care fundamenteaz climatologia general i ramurile sale, constituind un sprijin i pentru dezvoltarea subramurilor aplicative. d) Climatologia regional sau climatografia se ocup cu descrierea i analiza condi iilor climatice ale diferitelor regiuni de pe suprafa a terestr. Ea cuprinde totalitatea cunotin elor despre climatele globului terestru, ale diferitelor pr i ale acestuia (continente, oceane, regiuni naturale, unit i naturale, ri, unit i administrative etc.). Climatografia explic i geneza climatelor entit ilor geografice amintite, caracterizarea lor uznd de metoda descriptiv-explicativ, ntregit cu tabele de valori, grafice i hr i. Climatografia i climatologia aplicat au multe n comun sprijinindu-se reciproc, n sensul c orice studiu climatografic are i multe aplicabilit i practice. e) Paleoclimatologia cerceteaz climatele trecutului geologic, preistoric i istoric, schimbrile lor i cauzele acestor schimbri, apelnd la metode de cercetare indirecte printre care i la metoda actualismului, ce presupune compararea n anumite limite, a condi iilor climatice din trecut cu cele actuale. f) Topoclimatologia studiaz regiunile climatice dezvoltate sub influen a condi iilor fizicogeografice locale (relief, covor vegetal, sol, hidrografie etc.) sau a celor uman-geografice (aezri rurale, urbane). g) Microclimatologia studiaz rolul particularit ilor suprafa ei active n geneza microclimatelor i caracteristicile acestora. Studiind spa iul microclimatic, situat ntre suprafa a terestr i nivelul de 2 m, aplicnd principii i metode specifice, utiliznd datele de observa ii microclimatice de sta ie i expedi ionare, microclimatologia aprijin prin rezultatele sale n mod deosebit agroclimatologia. h) Metodologia prelucrrii datelor climatologice se ocup cu elaborarea metodelor statistice de generalizare i comparare a datelor, cu omogenizarea datelor de observa ii meteorologice care apar in diferitelor perioade i cu aducerea la o perioad comun, omogen de observa ii, n vedera prelungirii irurilor de date necesare descrierilor climatice. Climatologia aplicat studiaz influen a condi iilor climatice asupra diferitelor activit i umane. Climatologia aplicat are mai multe subramuri. 1) Agroclimatologia sau climatologia agricol studiaz condi iile climatice cu importan pentru dezvoltarea plantelor i animalelor i resursele climatice n totalitatea lor, n raport cu cerin ele agriculturii fa de acestea. Agroclimatologia are ca obiectiv, raionarea climatic a teritoriului n vederea extinderii unor culturi i a introducerii de noi soiuri de plante cultivate sau rase de animale. 3

2) Climatologia forestier cerceteaz complexul condi iilor climatice i topoclimatice favorabile sau nefavorabile dezvoltrii pdurii n vederea extinderii arealelor forestiere sau introducerii de noi specii de arbori. 3) Climatologia medical sau bioclimatologia uman studiaz influen a i rolul complexului de condi ii climatice asupra snt ii omului, importan a acestuia n generarea diferitelor maladii, n profilaxia i tratamentul acestora. 4) Climatologia transporturilor studiaz rolul condi iilor climatice n activitatea din transporturi aeriene, navale, feroviare. 5) Climatologia tehnic (desprins din meteorologia tehnic) se ocup cu studiul condi iilor climatice asupra diverselor tipuri de construc ii i procese tehnologice industriale. Climatologia ofer tuturor domeniilor de activitate un bogat material informativ, cunoscnd largi aplica ii. Ex. Nu pot fi proiectate instala ii hidrotehnice fr cunoaterea n prealabil a posibilit ii producerii precipita iilor atmosferice, sub aspect cantitativ i al frecven ei cu care acestea cad. Marile obiective industriale nu pot fi construite fr o cunoatere prealabil a regimului termic, eolic sau hidric al aerului. Proiectarea instala iilor de transport a energiei electrice, a liniilor de funiculare, a construc iilor nalte, a podurilor, a viaductelor, trebuie s in seama de viteza i regimul de frecven al vitezelor vntului sau al depunerilor solide. Ob inerea de produc ii agricole mari i de calitate, depinde pe lng alte condi ii naturale i antropice i de cele climatice, de cunoaterea regimului i valorilor parametrilor de temperatur i umiditate din aer, de pe sol i din sol. X. 3. Scurt istoric al dezvoltrii climatologiei . Legturile climatologiei cu alte tiin e(bibliografie) X.4. Factorii genetici ai climei Clima unei regiuni oarecare, dar i macroclimatul planetar n ansamblu, se subordoneaz ac iunii conjugate a patru categorii de factori climatogenetici (radiativi, dinamici, fizico-geografici i antropici), din combina ia acestora pe diferite spa ii rezultnd diferen ierile strilor de vreme i n final ale climei. Ponderea factorilor aminti i n determinarea condi iilor climatice este variabil de la o regiune la alta. ns, dintre to i factorii climatogeni, radia ia solar are o importan hotrtoare, n absen a ei ceilal i trei factori neavnd cum se manifesta. X. 4. 1. Factorii radiativi Factorii radiativi includ toate fluxurile de energie radiant care strbat atmosfera, dar pot fi redui la radia ia solar, deoarece celelalte categorii de radia ii (radia ia terestr, a atmosferei etc.) nu reprezint dect energie solar transformat. Factorii radiativi sunt determina i de cei cosmici (astronomici), ce condi ioneaz intensitatea radia iei solare i reparti ia ei pe suprafa a terestr i de factorii teretri . Dintre factorii astronomici cu rol n evolu ia cantitativ n timp, dar i a distribu iei spa iale a radia iei solare amintim: - distan a Pmntului fa de Soare, care n decurs de un an, datorit micrii de revolu ie a planetei noastre pe o orbit eliptic, se schimb, fiind de doar 147 mil.km la periheliu (2 ianuarie) i de 152 mil.km la afeliu (4 iulie); diferen a de 5 mil.km determin ca radia ia solar s creasc la nceputul lunii ianuarie cu cca. 3,4% n compara ie cu valoarea calculat pentru distan a medie de la Soare la Pmnt, iar la nceputul lunii iulie s scad cu cca. 3,5%; - ntr-o mai mic msur i fluctua iile periodice i neperiodice ale activit ii solare determin modificri ale fluxului radiativ trimis de Soare spre Pmnt; 4

- un alt factor astronomic ce induce modificri n fluxurile radiative l reprezint sfericitatea Pmntului, care alturi de nclinarea axei sale fa de planul de rota ie n jurul Soarelui, de micarea de revolu ie i de micarea de rota ie determin valoarea unghiului nl imii Soarelui deasupra orizontului i, n consecin , al unghiului de inciden al razelor solare, acesta din urm depinznd de momentul din zi, din an, de latitudine, de nclinarea i expozi ia reliefului; - de asemenea, innd cont c grosimea atmosferei terestre este relativ constant pentru diferite latitudini, n func ie de latitudine i momentul din zi i din an, pn la a junge la suprafa a terestr razele Soarelui trebuie s strbat o anumit mas optic, pierznd energie n procesele de absorb ie, reflexie i difuzie exercitate de gazele atmosferice; observm c dintre factorii tereti, importan deosebit prezint transparen a atmosferei, dat de nebulozitate, concentra ia pulberilor n suspensie, a vaporilor de ap i a altor gaze strine de compozi ia normal a atmosferei. X. 4. 1.1. Reparti ia geografic a radia iei globale Intensitatea radia iei globale comand n bun msur valoarea bilan ului radiativ, adic poten ialul energetic, implicit caracteristicile climei din fiecare zon sau regiune a suprafe ei terestre. Radia ia global este determinat de aceeai factori astronomici i teretri aminti i anterior pentru radia ia solar. X. 4. 1.1. 2. Reparti ia sumelor medii anuale ale radia iei globale (totale) Cele mai mari valori ale acestui parametru (factor i element climatic n acelai timp) se nregistreaz n regiunile intertropicale i subtropicale ale planetei -fig. 159. Cauza principal rezid n unghiul nl imii Soarelui desupra orizontului, care n aceste regiuni este maxim. Dar, o analiz mai profund, arat c, valorile cele mai mari ale radia iei globale (peste 200 sau chiar > 220kcal/cm2/an) nu sunt proprii zonelor ecuatoriale unde unghiul nl imii Soarelui deasupra orizontului este cel mai mare, ci zonelor tropicale i subtropicale, cu transparen atmosferic maxim i nebulozitate minim (Sahara, Arabia, Tharr, Kalahari, Mexicul de NV, Atacama, Australia Central). Recordurile pentru aceast planet sunt nregistrate n sudul Egiptului, nordul Sudanului i n vestul Peninsulei Arabia n apropierea rmurilor Mrii Roii (n Hedjaz), cu medii anuale de peste 220kcal/cm2/an. n schimb, la aceleai latitudini, n ariile musonice din SE Asiei, unde n sezonul cald musonul de var este nso it de o accentuare a nebulozit ii, sumele anuale ale radia iei globale coboar la 100-160kcal/cm2/an.

5

Fig. 159 Reparti ia geografic a valorilor medii ale radia iei totale anuale (kcal/cm2/an) Nebulozitatea accentuat care micoreaz substan ial transparen a atmosferei, determin valorile foarte mici (sub 120, sau chiar < 100kcal/cm2/an) nregistrate n zona ecuatorial (zona ecuatorial a bazinul Amazonului, zona terminal de vrsare a bazinului Zairului (Congo), por iuni ntinse din arhipelagul indonezian). n zonele temperate valorile medii anuale ale radia iei globale oscileaz ntre 140 i 80kcal/cm2/an, izoliniile curbndu-se i avansnd spre poli n dreptul suprafe elor continentale ce prezint o nebulozitate mai mic, sau spre latitudini mai mici n dreptul bazinelor oceanice cu o nebulozitate mai pronun at. n regiunile arctice i subarctice ( insulele Alentine, insulele din arhipelagul nord canadian, nordul Groenlandei, Islanda, arhipelagurile Svalbard i Frantz Josef, nordul insulelor Novaia Zemlea, peninsulele Taimr, insulele Severnaia Zemlea, Noua Siberie, nordul Pacificului, Atlanticului i deasupra Oceanului Arctic) datorit micorrii unghiului de inciden al razelor Soarelui la contactul cu suprafa a terestr i activit ii ciclonice intense, care genereaz o nebulozitate accentuat, valorile radia iei globale scad sub 70 i chiar sub 60kcal/cm2/an. Valori foarte reduse ale radia iei globale (sub 70kcal/cm2/an) prezint i latitudinile subantarctice din lungu, de o parte i de alta a paralelei de 60o latitudine sudic, regiuni oceanice desupra crora ariile barice depresionare sunt o permanen . Pe continentul antarctic valorile medii ale radia iei globale nregistreaz o cretere uoar, pe fondul creterii transparen ei atmosferei, a numrului de zile senine i a diminurii nebulozit ii. Datorit altitudinilor mari ale continentului antarctic, a instalrii pe perioade ndelungate a regimului baric anticiclonic, n unii ani valorile radia iei globale ating chiar 100kcal/cm2. Dac comparm aceast valoare cu cea medie a radia iei globale pentru ara noastr i care este de circa 120kcal/cm2/an, observm c este foarte mult. ns datorit albedoului ridicat i absorb iei reduse, aproape ntreaga cantitate de energie i cldur ce ar fi putut fi folosit este pierdut n spa iul extraatmosferic, temperatura suprafe ei active i a aerului de desupra rmnnd sub pragul de 0oC. X.4. 1.1. 3. Reparti ia sumelor medii ale radia iei globale n luna iunie

6

n lunile solsti iilor, iunie i decembrie, se nregistreaz cele mai mari, respectiv cele mai reduse valori medii lunare ale radia iei globale. Luna iunie este luna de maxim pentru emisfera nordic i de minim pentru emisfera sudic, iar decembrie este luna cu valorile medii ale radia iei globale cele mai ridicate pentru emisfera sudic i cele mai sczute pentru emisfera nordic. n luna iunie reparti ia radia iei globale eviden iaz o lips aproape total a zonalit ii de la Polul Nord pn la Tropicul Capricornului fig. 160. n condi ii mai favorabile ale unghiului nl imii Soarelui deasupra orizontului, pe continentele nordice puternic Fig. 160 Reparti ia geografic a valorilor medii ale radia iei din luna nclzite, nebulozitatea scade iunie (kcal/cm2/an) substan ial, determinnd creterea mai accentuat dect pe oceane a sumelor medii lunare ale radia iei globale. Zonalitatea este prezent la sud de Tropicul Capricornului, datorit faptului c suprafe ele oceanice predomin, iar sumele medii lunare ale radia iei globale scad uniform ctre Polul Sud. Spre Polul Sud nebulozitatea crete continuu, iar durata zilelor se micoreaz. n zona ecuatorial (cursul inferior al Amazonului, al fluviului Congo, Indonezia etc.) cantitatea medie lunar a radia iei globale este redus, asemntoare cu cea din luna decembrie (10-12kcal/cm2), din cauza valorilor ridicate ale nebulozit ii. n emisfera nordic pe continente la latitudini tropicale i subtropicale (deertul Libiei, deertul Arabiei Centrale i Nordice, deertul Siriei, Iranului, deertul Karakum, nord-estul Mexicului i sudvestul S.U.A.) radia ia global nsumeaz mai mult de 22kcal/cm2/lun, iar la latitudini medii ntre 16 i 14kcal/cm2/lun. La latitudini mijlocii i mari varia ia latitudinal a sumelor medii lunare ale radia iei globale este nensemnat att pe continente ct i pe oceane din cauza creterii spre Polul Nord a duratei zilelor. Din aceast cauz n perioada mai-august sumele medii lunare ale radia iei solare globale nregistrate n Arctica sunt uneori chiar mai ridicate dect n zona temperat a emisferei nordice (peste 14kcal/cm2/lun). n emisfera sudic, n zona tropical, desupra uscaturilor sumele medii ale radia iei totale au valori relativ mici ce depesc 14kcal/cm2/lun, scad la latitudini medii la cote valorice cuprinse ntre 8 i 10kcal/cm2/lun, pentru ca la latitudini subantarctice i antarctice s coboare sub 2kcal/cm2/lun. X.4. 1.1. 4. Reparti ia sumelor medii ale radia iei globale n luna decembrie n luna decembrie (luna solsti iului de var al emisferei sudice), reparti ia geografic a radia iei globale prezint o situa ie invers fa de luna iunie.

7

Fig. 161 Reparti ia geografic a valorilor medii ale radia iei din luna ianuarie (kcal/cm2/an)

Zonalitatea este prezent numai n emisfera nordic la nord de Tropicul Racului fig. 161. Sumele lunare ale radiaiei globale scad treptat ctre Polul Nord din cauza creterii concomitente a nebulozit ii i a scderii duratei zilelor. n zona ecuatorial (cursul inferior al Amazonului, al fluviului Congo, Indonezia etc.) cantitatea medie lunar a radiaiei globale este redus, asemntoare cu

cea din luna iunie (10-12kcal/cm2), din cauza valorilor ridicate ale nebulozit ii. Cea mai mare valoare a radia iei globale din emisfera nordic din luna decembrie se nregistreaz n sudul Saharei ( mai mult de 14kcal/cm2). Sumele medii lunare ale radia iei globale scad treptat n emisfera nordic de la latitudini ecuatoriale i tropicale spre Polul Nord ajungnd la latitudinea de 40o att pe continente, ct i pe oceane la 4kcal/cm2. n nordul Eurasiei i al Americii de Nord sumele medii ale radia iei totale ajung la 0 sau scad sub 0kcal/cm2/lun. Zona cuprins ntre Tropicul Racului i Polul Sud se caracterizeaz prin varia ii slabe ale radiaiei globale i prin lipsa zonalit ii acesteia. n regiunile aride i semiaride din zona tropical a emisferei sudice care au o nebulozitate redus (Kalahari, Australia Central, Gran Chaco) se ating 18-20kcal/cm2/lun. Valorile radia iei rmn ceva mai reduse dect cele nregistrate n emisfera nordic (n luna iunie), din cauza predominrii suprafeelor oceanice ce mresc umiditatea i nebulozitatea. n extremit ile sudice ale Americii de Sud, Africii, Australiei sumele medii lunare ale radia iei totale sunt destul de ridicate ajungnd la 12-14kcal/cm2 n cazul Africii i Australiei. La latitudini subantarctice, n decembrie, sumele lunare medii ale radia iei totale scad deasupra suprafe elor oceanelor la 10-12kcal/cm2, nebulozitatea ridicat determinnd aceste valori. Dar, n Antarctida, datorit transparen ei atmosferice ridicate, consecin a altitudinii mari a continentului, a temperaturii sczute i predominrii regimului anticiclonic cu nebulozitate redus n decembrie, radia ia global crete ajungnd la 20-25kcal/cm2 . Reparti ia geografic a radia iei totale n celelalte luni ale anului prezint situa ii intermediare fa de lunile extreme iunie i decembrie. Lunile martie i septembrie prezint cele mai multe asemnri n reparti ia spa ial a radia iei totale cu distribu ia teritorial anual a acestui parametru. X.4. 1.2. Reparti ia geografic a bilan ului radiativ Reparti ia geografic a sumelor medii ale radia iei globale, dei foarte important, nu ofer singur posibilitatea cunoaterii exacte a poten ialului caloric din fiecare regiune n parte. De aceea este necesar i cunoaterea reparti iei geografice a bilan ului radiativ caloric. X.4. 1.2.1. Reparti ia sumelor medii anuale ale bilan ului radiativ 8

Analiza succint a acestui parametru conduce la urmtoarele concluzii mai importante: - pentru aceleai latitudini bilan ul radiativ al oceanelor este sensibil mai mare dect al continentelor, - pe continente bilan ul radiativ este mai mic n regiunile secetoase i mai mare n cele umede, - bilan ul radiativ crete n regiunile cu nebulozitate redus, - n regiunile secetoase de pe continente creterea radia iei globale este contrabalansat de intensificarea radia iei reflectate i mai ales de creterea radia iei efective, - pe oceane aceste fenomene sunt nensemnate din cauza albedoului mic al apei i umidit ii atmosferice ridicate. Datorit celor prezentate, pe hr ile reparti iei bilan ului radiativ anual izoliniile se ntrerup n dreptul rmurilor, valorile lor schimbndu-se brusc uneori cu peste 20kcal/cm2. Cele mai mari sume anuale medii ale bilan ului radiativ se nregistreaz pe oceane, n zona latitudinilor n general mici i depesc 120kcal/cm2 (zona tropical nordic a Atlanticului, bazinul brazilian, Pacificul central, jumtatea nordic a Oceanului Indian etc.). n unele regiuni: nordul Mrii Arabiei, Marea Timor, sud-estul Mrii Mediterane sumele anuale ale bilan uFig. 162 Reparti ia geografic a valorilor medii anualeale bilan ului 2 lui radiativ caloric deradiativ-caloric (kcal/cm /an) pesc chiar 2 140kcal/cm fig. 162. Pe continente, la aceleai latitudini valorile maxime ale bilan ului radiativ ating sau depesc 80kcal/cm2 numai n sectoarele intertropicale umede ca de exemplu: suprafe e mici din Africa ecuatorial, Bangladesh, Australia de Nord, coastele de est ale Mexicului dinspre Mediterana American, coastele dinspre Marea Caraibelor ale Americii Central - Istmice, litoralul brazilian la latitudini ecuatoriale i subecuatoriale, por iuni restrnse din Podiul Braziliei sau Gran Chaco, extremitatea sud-vestic a Madagascarului. n Amazonia nordic i n Podiul Guyanelor bilan ul radiativ caloric are valorile cele mai ridicate de pe suprafa a uscaturilor terestre depind 90kcal/cm2/an. n regiunile deertice (subtropicale), cu valori ale radia iei globale foarte mari (> 220kcal/cm2/an), bilan ul radiativ anual rmne sub 70 sau chiar sub 60kcal/cm2 datorit albedoului ridicat al nisipurilor i valorilor mari ale radia iei efective pe fondul unei nebulozit i i umidit i atmosferice minime. De la tropice spre poli, sumele medii anuale ale bilan ului radiativ scad continuu (mai constant desupra oceanelor, mai pu in ordonat desupra continentelor), din cauza descreterii sumelor anuale ale radia iei globale. n zonele temperate valorile medii ale sumelor anuale ale bilan ului radiativ sunt cuprinse ntre 60 i 20kcal/cm2 pe continente i 80-40kcal/cm2 pe oceane. Pe suprafa a calotei glaciare din Arctica central valorile bilan ului radiativ coboar ntre 2 i 0kcal/cm2/an, pe calota groenlandez 2, - 3kcal/cm2/an, iar n interiorul Antarcticii ajung la 7, -8kcal/cm2/an. 9

X.4. 1.2.2. Reparti ia sumelor medii ale bilan ului radiativ n luna iunie n aceast lun bilan ul radiativ este pozitiv de la Polul Nord pn la latitudinea de 40o S ce coincide aproximativ cu izolinia de 0kcal i negativ de la aceasta pn la Polul Sud. Zonalitatea este aproape inexistent n emisfera nordic i clar exprimat n emisfera sudic mai ales pe suprafe e oceanice. Cele mai mari sume medii ale bilan ului radiativ al lunii iunie se nregistreaz pe unele suprafee oceanice din zona tropical a emisferei nordice ajungnd s depeasc 12kcal/cm2 n largul coastelor sud-vestice ale Americii de Nord, n Atlanticul central-nordic i Pacificul central-nordic, n largul coastelor Africii de nord-vest i chiar 14kcal/cm2 n nordul Mrii Arabiei i Golful Piersic. Pe continente la aceleai latitudini, n Mexic, Sahara, Arabia, India, Indochina valorile lunare medii ale bilan ului radiativ coboar la 8-6kcal/cm2. n zona ecuatorial valorile medii lunare ale bilan ului radiativ n iunie sunt de aproximativ 8 kcal/cm2/lun. Varia ia latitudinal a sumelor medii ale bilan ului radiativ din luna iunie este slab n emisfera nordic, ntre limitele sudice i nordice ale Eurasiei aceasta fiind de doar 2kcal ( 8kcal/cm2 n Eurasia sudic i 6kcal/cm2 n nordul extrem al acestui uscat). Chiar i n Arctica valorile bilan ului radiativ oscileaz ntre 4 i 6kcal/cm2/lun pe insule i numai n jurul polului coboar la 2kcal/cm2/lun. Varia ia latitudinal a parametrului analizat este puternic i uniform n emisfera sudic, de la 8kcal/cm2/lun n zona ecuatorial, la mai pu in de 8kcal/cm2/lun n interiorul Antarcticii. Valorile scad ceva mai rapid desupra uscaturilor, dect desupra mrilor i oceanelor. X.4. 1.2.3. Reparti ia sumelor medii ale bilan ului radiativ n luna decembrie Bilan ul radiativ n aceast lun este pozitiv de la Polul Sud pn la aproximativ 40o lat. N unde se situeaz izolinia de 0kcal i negativ ntre latitudinea men ionat i Polul Nord. Zonalitatea este slab exprimat n emisfera sudic i evident n emisfera nordic mai ales pe oceane. Cele mai mari sume medii ale bilan ului radiativ al lunii decembrie se nregistreaz pe suprafeele oceanice din zona tropical a emisferei sudice (mai mari de 10kcal/cm2/lun). n largul coastelor de sud-est ale Braziliei i al coastelor nord-vestice i nord-estice ale Australiei, sumele medii lunare ale bilan ului radiativ depesc 12kcal/cm2. n zona ecuatorial deasupra oceanelor valorile medii ale bilan ului radiativ sunt de aproximativ 8kcal/cm2/lun i ceva mai mici pe continente (ntre 4 i 8kcal/cm2/lun). Dac n emisfera sudic varia ia bilan ului radiativ din luna decembrie este slab de la (1012kcal n zonele tropicale, la 4kcal/cm2 pe rmurile Antarctidei), n emisfera nordic aceasta este mai evident i uniform, de la 8kcal/cm2 n zona Ecuatorului, la sub 4kcal/cm2 n zona Polului Nord. X.4. 1.3. Reparti ia geografic a principalelor componente ale bilan ului radiativ caloric Pentru c valorile temperaturii medii anuale ale suprafe elor acvatice i continentale, se pstreaz n general constante de la an la an, rezult c valorile medii anuale ale bilan ului caloric pe total planet, deci al sistemului Pmnt-atmosfer este 0. Bilan ul radiativ al suprafe ei terestre reprezint rezultatul tuturor schimburilor de energie radiant care au loc la nivelul suprafe ei terestre. Este considerat ca diferen dintre radia ia primit (radia ia solar direct, radia ia solar difuz, contraradia ia atmosferei ) i radia ia cedat sau emis (albedoul suprafe ei terestre, radia ia terestr). Bilan ul radiativ al atmosferei este dat de diferen a dintre aportul radiativ caloric ( radiaia solar direct, difuz i radia ia terestr) i pierderile de cldur realizate prin intermediul contraradia iei atmosferei i a radia iei trimise de atmosfer n spa iul cosmic. Bilan ul radiativ total al planetei rezult din nsumarea bilan ului radiativ al suprafe ei terestre cu cel al atmosferei i este egal cu 0. 10

Considernd c la limita superioar a atmosferei fiecare cm2 primete o cantitate de energie radiant = 100%, din aceasta: - 14% este absorbit de atmosfer, - 44% este absorbit de suprafa a Pmntului prin radia ie direct i difuz, iar, - 42% este pierdut prin reflexie de pe suprafa a terestr i nori, precum i prin difuzie spre spa iul cosmic. Deci, n cazul bilan ului caloric, 42% din energia radiant primit de sistemul Pmnt-atmosfer iese din calcul, fiind reflectat de suprafa a terestr, nori precum i difuzat spre spa iul cosmic. Restul de 58%, intr n calculul bilan ului caloric, adic al diferen elor dintre aporturile i pierderile de energie caloric dintr-un punct oarecare. Pentru o perioad multianual bilan ul caloric este egal cu 0, motiv pentru care Pmntul i atmosfera prezint un echilibru termic. Cldura rezultat din bilan ul radiativ caloric al suprafe ei active, subiacente se consum n trei procese principale: - nclzirea aerului de deasupra, - nclzirea stratelor mai adnci ale solului sau ale apei, - evaporarea apei i evapotranspira ia. X.4.1.4. Reparti ia geografic a cantit ii medii anuale de cldur consumat n procesul nclzirii aerului de deasupra i a cantit ii medii anuale de cldur consumat pentru nclzirea straturilor mai adnci ale solului sau a celor acvatice Reparti ia geografic a cantit ii medii anuale de cldur consumat n procesul nclzirii aerului de deasupra este sensibil diferen iat, pe cele dou tipuri fundamentale de suprafa activ oceanic (acvatic) i continental. Pe suprafe ele oceanice valorile schimbului turbulent sunt relativ reduse i prezint varia ii teritoriale nu prea mari, fr dependen strict de latitudine. Cantit i de cldur mai importante (20-30kcal/cm2/an) sunt cedate atmosferei doar de suprafe ele oceanice strbtute de curen i calzi puternici, cum sunt curen ii Golfului i Kuro-Shivo. Regiunile oceanice strbtute de curen ii reci ai Californiei, Canarelor, Benguelei, Perului au schimbul turbulent de cldur negativ, adic aerul cedeaz cldur suprafe ei acvatice, dar att ntinderea lor, ct i valorile reduse ale schimburilor respective sunt nensemnate. Pe suprafe ele continentale schimbul termic turbulent nregistreaz valori mai ridicate dect pe oceane. Acest schimb este maxim n deerturile subtropicale (40-60kcal/cm2/an) caracterizate prin sume mari ale radia iei globale i efective, n condi iile unei contraradia ii atmosferice practic inexistent, determinat de o nebulozitate i o umiditate atmosferic foarte reduse. n regiunile intertropicale umede consumul de cldur n procesul evapora iei este mare, schimbul turbulent cu aerul de deasupra este pozitiv i se micoreaz pn la 30-20 sau chiar 10kcal/cm2/an. n regiunile temperate cldura cedat atmosferei prin schimb turbulent este de 30-20kcal/cm2/an, iar n cele subpolare i polare sub 10 i chiar sub 5kcal/cm2/an, din cauza scderii valorilor bilan ului radiativ, paralel cu creterea latitudinii. Reparti ia geografic a cantit ii medii anuale de cldur consumat pentru nclzirea stratturilor mai adnci ale solului sau a celor acvatice, poate fi neglijat cnd se analizeaz bilan ul caloric pe un an ntreg sau pe un ir de ani, deoarece, caloriile pe care suprafa a activ le cedeaz stratelor mai adnci ntr-o anumit perioad a anului, sunt recep ionate din nou de ctre aceasta ntr-o alt perioad a anului. Acest aspect este valabil n zonele unde deja se contureaz un regim anual al varia iei parametrului analizat mpr it pe sezoane sau anotimpuri. La latitudini mici, ecuatoriale aceste fluxuri calorice i reorienteaz direc iile n cadrul unor cicluri diurne, a cror rezultant anual este aceeai. n profil multianual la suprafa a terestr n unii ani predomin pierderile calorice, n al ii aporturile, dar pe ansamblu bilan ul caloric se echilibreaz n timp. X.4. 1.5. Reparti ia geografic a cantit ilor medii anuale de cldur consumate n procesul evapora iei 11

ntre suprafe ele oceanice i cele continentale, exist din punct de vedere al consumului de cldur n procesul evapotranspira iei o diferen i mai accentuat, comparativ cu consumul de cldur n procesul schimbului turbulent. n regiunile tropicale cu presiune atmosferic ridicat, vnturi constante, nebulozitate redus, deasupra regiunilor marine i oceanice se consum anual n medie, n procesul evapotranspira iei 120140kcal/cm2. Aceste valori sunt cele mai mari de pe suprafa a terestr. Dac pe suprefe ele acvatice tropicale situa ia consumului caloric destinat evapora iei este cea prezentat, pe suprafa ele acvatice ecuatoriale acesta se diminueaz la 60-80kcal/cm2, iar pe cele continentale la 40-80kcal/cm2. Deasupra zonei ecuatoriale intensitatea vntului scade, iar deficitul de satura ie se diminueaz. Desupra uscaturilor tropicale i subtropicale n zonele deertice, unde uscciunea aerului i suprafe ei active este extrem, consumul caloric pentru evapora ie coboar la sub 10kcal/cm2/an. n zonele extratropicale, din cauza reducerii odat cu creterea latitudinii a radia iei globale, consumul de cldur pentru evapora ie se reduce oscilnd totui ntre valori largi. Deasupra uscaturilor, la latitudinea paralelelor de 40o, evapora ia consum anual ntre 20 i 40kcal/cm2 (ceva mai mult deasupra ntinderilor acvatice), iar n regiunile subpolare i polare, evapotranspira ia consum sub 10kcal/cm2/an, apropiindu-se de valoarea 0. Diferen ieri mari n consumul termic datorat evapotranspira iei pe ntinderile acvatice extratropicale apar n zona curen ilor oceanici, cei calzi determinnd creterea, iar cei reci scderea substan ial a acestuia. Aceste diferen ieri sunt deosebit de evidente n regiunile din Atlanticul de Nord strbtute de curentul cald al Golfului i curentul rece al Labradorului. Deasupra curen ilor calzi evapora ia poate s consume cu 60-100kcal/cm2/an mai mult dect deasupra curen ilor reci.

X.4.2.Factorii fizico-geografici Dac suprafa a activ ar fi omogen i uniform atunci rolul su climatogenetic s-ar diminua mult n favoarea factorilor radiativi i respectiv dinamici. n acest caz, radia ia solar ar fi repartizat zonal n func ie de unghiul nl imii Soarelui deasupra orizontului, valorile termice scznd treptat i uniform dinspre Ecuator spre poli. Dac i Pmntul ar fi imobil i Soarele s-ar roti n jurul lui n plan ecuatorial, n absen a for ei de abatere a lui Coriolis i a for ei de frecare, circula ia maselor de aer, s-ar desf ura sub forma unei scheme simple: dinspre poli spre Ecuator la suprafa a terestr, dinspre Ecuator spre poli la nl ime, ascendent deasupra Ecuatorului i descendent deasupra polilor. ns, n realitate, neomogenitatea suprafe ei active subiacente, dat de varietatea condi iilor fizico-geografice terestre i micrile Pmntului, complic distribu ia spa io-temporal a elementelor meteorologice i, n final, a celor climatice, mozaicnd, prin naterea unor categorii taxonomice climatice diverse climatul global, cel pu in la nivelul atmosferei inferioare. X.4.2.1. Influen a uscatului i a mrii asupra climatului Contrastele climatice dintre uscaturile continentale (mai pu in insulare) i ntinderile acvatice (marine sau oceanice), sunt o consecin a nsuirilor fizice diferite ale celor dou tipuri de suprafe e active, cldura specific i condutibilitatea caloric inflen nd n primul rnd modul diferit de nclzire i rcire al apei i uscatului i apoi toate procesele i fenomenele meteorologice de deasupra lor. Pn la a detalia acest aspect, se cuvine a aminti faptul c macroclimatul terestru n ansamblu, este un rezultat al unei ndelungate evolu ii a planetei, n urma creia el se prezint n forma actual i datorit faptului c, din cei 510 mil.km2 ct reprezint suprafa a activ a Terrei, apele Oceanului Plane12

tar ocup 361 mil.km2 (71%), iar uscatul 149 mil.km2 (29%). Raportul actual dintre suprafe ele acvatice i cele de uscat este de circa 2,5 : 1. La acest aspect se adaug cu o importan climatic deosebit i fragmentarea (survenit n urma derivei continentelor), uscaturilor continentale i a bazinelor oceanice, ce ocup ponderi diferite pe emisfere. n emisfera nordic uscatul de ine 39%, iar apa 61% din suprafa , iar n emisfera sudic uscatul reprezint 19%, iar apa 81% din suprafa . n emisfera nordic climatul reprezint vdite influen e continentale, iar n emisfera sudic se eviden iaz cu pregnan influen ele oceanice. Dac ar fi s rezumm pe scurt rolul de factor climatogen al celor dou tipuri de suprafa activ nu putem omite urmtoarele aspecte. Cldura specific volumetric medie a solului (de 0,5-0,6cal/cm3/grad), este mai mic (n funcie i de tipul de sol) de 2-3 ori dect a apei, apa fiind corpul din natur cu cea mai mare cldur specific gravimetric i volumetric (1cal/cm3/grad). La aceeai cantitate de radia ie solar absorbit, apa se nclzete de 2-3 ori mai pu in dect uscatul. Totodat, apa se va rci mai ncet dect solul, n aceeai msur ca i nclzirea. Conductibilitatea caloric influen eaz nclzirea diferen iat a suprafe elor oceanice i continentale. Uscatul se nclzete spre adncime mai ales prin conductibilitate molecular. Dar aerul din sol diminueaz mult coeficientul de conductibilitate caloric. Pe uscat cldura se acumuleaz n straturile superficiale, nclzindu-le excesiv. n masele de ap cldura se transmite spre adncime mai ales prin turbulen i convec ie. i coeficientul de conductibilitate caloric n cazul apei, este mai mare dect n cazul solului sau diferitelor roci. Cldura ajunge mai uor de la suprafa spre straturile mai adnci, cele superficiale rmnnd mai reci. Conductibilitatea molecular mai bun, amestecul turbulent i convectiv realizat pe orizontal i vertical de ctre valuri i curen i, consumul de cldur mai ridicat datorat evapora iei, contribuie la transmiterea fie spre adncuri, fie la disiparea n diferite procese a cldurii recepionate de suprafe ele acvatice, care rmn n general mai reci dact cele continentale. i transparen a apei permite razelor solare s ptrund pn la adncimi mult mai mari, dect n ptura de sol, care se nclzete excesiv mai ales la suprafa . i din aceast cauz, suprafe ele oceanice rmn mai reci dect cele continentale. Albedoul mediu al oceanului variaz n raport cu latitudinea, ntre 5 i 20%, aceste valori fiind cu 10-20% mai mici dect pentru uscatul lipsit de stratul de zpad. Suprafe ele acvatice cedeaz atmosferei n mod direct prin turbulen doar 10% din cantitatea de cldur primit, n vreme ce uscatul cedeaz n medie 40-50%. Procesele i nsuirile amintite fac ca suprafe ele oceanice s se nclzeasc i s se rceasc mai lent dect cele continentale, imprimnd acelai regim de evolu ie i elementelor climatice de deasupra celor dou tipuri de suprafa activ. Ziua i vara suprafe ele oceanice sunt mai reci dect cele continentale, iar noaptea i iarna mai calde. Un alt aspect important este acela c, apa consum pentru nclzire cea mai mare parte a energiei solare absorbite( 96%), cednd atmosferei cantit i de cldur mai reduse( 4%)dect uscatul. La aceleai latitudini bilan ul caloric este mai mare pe oceane i mai mic pe continente. De aceea n zonele temperate i reci, neafectate de curen i calzi, temperatura medie anual a suprafe elor oceanice este superioar celei a suprafe elor continentale. Dar, la latitudini intertropicale, unde cldura consumat n procesul evapo-transpira iei este nsemnat (mare), suprafe ele continentale rmn n medie sensibil mai calde dect cele oceanice, n condi iile unui aport radiativ-caloric relativ egal i constant. ns temperatura suprafe elor oceanice depinde n mare msr de circula ia maselor acvatice cauzate de curen ii oceanici calzi sau reci, cei calzi putnd determina bilan uri pozitive la latitudini superioare, cei reci, bilan uri negative la latitudini inferioare, bilan uri care depesc/ respectiv se situeaz sub valorile normale de la latitudinile respective. Legat de procesul de evapora ie este de amintit c, dincolo de intensitatea i consumul caloric mai ridicat deasupra bazinelor acvatice, comparativ cu al suprafe elor de uscat, acesta aduce n atmosfer cantit i foarte diferite de vapori de ap. n consecin , deasupra celor dou tipuri de suprafa activ, umiditatea atmosferic se va diferen ia mprimnd particularit i specifice proceselor de condensare i 13

sublimare ce determin apari ia ce ii i a norilor. Astfel se modific transparen a atmosferei, dar i raporturile dintre radia ia direct i cea difuz pe de o parte i valoarea radia iei efective pe de alta. Deasupra oceanelor, radia ia difuz este mai mare datorit cantit ilor ridicate de vapori de ap, i tot din aceeai cauz, radia ia efectiv este mult mai mic dect pe continente. Rcirea nocturn i cea din timpul iernii a aerului de pe mri, precum i nclzirea diurn i din timpul verii este astfel atenuat, amplitudinile termice diurne i anuale fiind mai reduse, dect pe uscat. Astfel, dac oscila iile zilnice ale temperaturii suprafe elor oceanice i chiar ale mrilor interne nu depesc 1oC, oscila iile diurne ale temperaturii aerului de deasupra nu sunt nici ele mari, fiind deasupra Oceanului Atlantic de 1-2oC la Ecuator, 2oC la latitudini subtropicale i de 1oC la latitudini polare. Pe continentele din preajm, n regiunile deerturilor tropicale i subtropicale oscila iile diurne depesc frecvent 40-50oC. Amplitudinile medii anuale de temperatur cresc pe Oceanul Atlantic de la 2-3oC n zona ecuatorial la 10-12oC la latitudini subpolare. Pe uscat, la latitudini mijlocii i superioare amplitudinea termic anual medie este de aproximativ 7 ori mai mare dect pe oceane. De exemplu, n Insulele Shetland, la NE de Marea Britanie, n localitatea Lerwick, pu in peste paralela de 60o lat. N amplitudinea termic medie anual este de 7,8oC, pe cnd la Olekminsk, n Iakutia, pe aceeai latitudine, amplitudinea medie anual este de 54,3oC. Reiese clar n eviden diferen a dintre varia iile termice anuale specifice unei regiuni cu climat oceanic i uneia cu climat continental. Umiditatea aerului, frecven a ce urilor, nebulozitatea i precipita iile atmosferice au valori mai mari deasupra mrilor i oceanelor dect n cazul celor continentale, care au n schimb o durat de strlucire a Soarelui mai ridicat. Precipita iile atmosferice, pe lng valorile lor ridicate, prezint deasupra unit ilor acvatice o distribu ie mai uniform n timp. Pe uscat, cu ct ne ndeprtm de rmul oceanelor i mrilor, cu att variabilitatea cantit ii precipita iilor de la an la an i n decursul unui an este din ce n ce mai pronunat, aprnd perioade frecvente de uscciune i secet. Dincolo de aspectele cantitative i distributive ale precipita iilor abordate la modul general, n particular, la rmurile mrilor i oceanelor i n apropierea, lor apar regimuri pluviometrice clar particularizate. i presiunea atmosferic evolueaz n mod diferit deasupra uscaturilor continentale i apelor maritime i oceanice. Vara, cnd suprafe ele acvatice rmn mai reci dect cele uscate, presiunea crete comparativ cu cea de pe continentele puternic nclzite, determinnd deplasarea ctre acestea a aerului mai umed i mai rece de deasupra oceanelor sub forma musonului de var. Iarna, uscatul devine mai rece dect apa, circula ia aerului producndu-se n sens invers. Musonii sunt specifici unor ntinse zone costiere ale planetei, dar prezen a lor nu se manifest pe toate suprafe ele de contact ap - uscat. Regimul termic i barometric al celor dou suprafe e, uscatul i apa dau natere n zonele de rmuri brizelor, care se manifest mai ales n zilele calme i senine de var, ziua dinspre mare spre uscat (briza de mare), iar noaptea dinspre uscat spre mare (briza de uscat). Frecven a i viteza vntului nregistreaz deasupra apelor valori sensibil mai ridicate i mai constante, din cauza diminurii pn la valori neglijabile a for ei de frecare. Suprafe ele active ale bazinelor oceanice i marine i ale uscaturilor continentale i insulare din preajm creeaz dou tipuri de climate fundamentale, continental i maritim, identificate prin particularit i ale regimului termic, umidit ii, nebulozit ii, precipita iilor vntului etc. X.4.2.2. Influen a vegeta iei asupra climei Covorul vegetal, reprezint printre altele o rezultant a influen ei climatului, influen care se adaug altor factori ce i pun amprenta asupra evolu iei i distribu iei nveliului vegetal ca de exemplu condi iile pedologice. La rndul su, vegeta ia exercit i ea o ac iune invers asupra climei, care este destul de notabil, mai ales cnd este vorba despre pdure. Climatul rmne ns cauza, iar vegeta ia efectul acesteia, influen a vegeta iei asupra climatului cptnd caracterul unei rela ii secundare, derivate. 14

Dintre elementele climatice temperatura aerului i precipita iile atmosferice influen eaz cel mai pregnant reparti ia geografic a vegeta iei. La latitudini mici, n zona cald, pluviometria joac un rol mai important n distribu ia vegeta iei, dar la latitudini mijlocii i superioare condi iile termice prevaleaz. Influen a vegeta iei asupra elementelor climatice este mult mai limitat dect influen a invers, ea rezultnd din urmtoarele aspecte. Vegeta ia modific n primul rnd schimburile radiativ calorice i de umiditate pe grosimi ale atmosferei inferioare de ordinul metrilor, cel mult al zecilor de metri introducnd diferen ieri microclimatice sau topoclimatice specifice diverselor asocia ii vegetale. Aceste particularit i constituie obiectul de studiu al microclimatologiei i topoclimatologiei. Vegeta ia se constitue ca o nou suprafa activ, iar n cazul unui covor vegetal compact, acesta preia schimburile radiativ-calorice i de umiditate, schimburi care anterior se realizau ntre ptura de sol i stratul de aer de la suprafa a terestr. Vegeta ia se comport ca suprafa activ diferit dect solul sau apa. Procesele radiative, schimburile calorice i de umiditate ntre solul dezgolit, suprafe ele acvatice i aerul de deasupra i dintre vegeta ie i aerul de deasupra difer foarte mult. Influen a macroclimatic a vegeta iei, poate fi considerat ca o nsumare a tuturor efectelor sale microclimatice i topoclimatice, dar rolul de factor macroclimatic al vegeta iei este incomplet studiat pn n prezent. Se disting dou tipuri fundamentale de vegeta ie: ierboas i arborescent cu rol de factor climatogen diferit. Vegeta ia ierboas joac un important rol microclimatic transpus prin: - diminuarea cantit ii de radia ie solar ptruns pn la sol cu pn la peste 80%, din care cauz stratul de aer din interiorul covorului ierbos are o temperatur mai cobort dect solul dezgolit, - temperatura maxim diurn se nregistreaz n interiorul stratului de iarb la o anumit nl ime i nu pe suprafa a solului, - suprafa a de radia ie mare determin ca noaptea, radia ia efectiv s creasc, temperatura minim diurn nregistrndu-se nu pe sol, ci imediat deasupra n interiorul covorului de iarb; astfel, pe suprafa a solului acoperit cu vegeta ie ierboas, noaptea, temperaturile sunt ceva mai ridicate dect pe solul nud, - n cazul unui sol umed, prin transpira ie plantele cedeaz atmosferei cantit i de ap egale sau mai mari dect cedeaz aerului de deasupra bazinele acvatice pu in adnci, - pe ansamblu, n timp, intensitatea evapora iei pe un sol umed dezgolit, este mai mare dect pe un sol umed acoperit cu vegeta ie ierboas, - n condi ii de calm atmosferic sau de vnt slab, umiditatea aerului n interiorul covorului de iarb este mai ridicat dect deasupra solului descoperit, - n interiorul stratului de iarb i, mai ales n apropierea solului, viteza vntului se reduce foarte mult, pn la atingerea n multe situa ii a calmului atmosferic. Pdurea joac un rol topoclimatic mai important dect vegeta ia ierboas. Ea transfer majoritatea ac iunilor suprafe ei active la nivelul coronamentului, sezonier n cazul pdurii de foioase i permanent n cazul pdurii de conifere. Radia ia solar ajuns la nivelul coronamentului pdurii este mpiedicat de aceasta n a ajunge pe suprafa a solului. Propor ia din radia ia incident ajuns pe suprafa a solului dup ce a strbtut coronamentul variaz n func ie de: componen a floristic, densitatea, vrsta arborilor etc. Spre exemplu bradul, molidul i fagul permit radia iei solare s treac prin coronamentul lor doar n propor ii destul de mici cuprinse ntre 1 i 20 %. Prin coronamentul pdurii ecuatoriale multietajate din bazinul fluviului Zair ptrunde doar 0,1% din radia ia incident. Sub unele pduri tinere de ulm din Europa Central ajunge prin coronament la sol doar 0,01% din radia ia solar. n pdurile formate din specii de arbori cu coronament mai rarefiat, la suprafa a solului ajung propor ii mai nsemnate din radiaia incident la nivelul coronamentului (ex. n pdurile de frasin 10-60%, de mesteacn 20-30%, de pin 22-40% etc). n general, pdurile dese de conifere las s treac circa 1% din radia ia solar incident, iar cele de foioase ntre 2,5 i 6%. Iarna pdurile cu frunze cztoare las s ajung la sol ntre 30 i 15

70% din radia ia incident, iar la amiaz, cnd Soarele are nl imea maxim deasupra orizontului, propor ia poate crete chiar la 90%. Temperatura aerului pdurii depinde de raporturile ce se stabilesc ntre aportul i pierderile calorice i n mod special ntre cantitatea de radia ie solar ajuns la sol prin coronament i valorile radiaiei efective. Dac valorile radia iei globale la nivelul solului pdurii sunt n general mai reduse dect n cmp deschis, cele ale radia iei efective sunt de asemenea mai reduse dect n spa iile nvecinate pdurii. Evolu ia comparativ a temperaturii aerului ntr-o pdure i un cmp deschis poate fi vzut din mai multe perspective spa io-temporale. La scara timpului unei zile. Vara, n timpul unei zile senine, la latitudini medii diferen ele maxime de temperatur ntre pdure i cmpul deschis pot atinge 7- 8oC. n timpul nop ii ns, pdurea rmne pu in mai cald dect cmpul deschis din apropiere, deoarece radia iile calorice emise de trunchiurile i coronamentul arborilor diminueaz valoarea radia iei efective diferen ele termice diurne pdurecmpul din preajm se reduc valoric sau chiar dispar iarna, se reduc de la latitudini medii spre latitudini mari i se amplific n regiunile tropicale, dar nu i n cele ecuatoriale. n timp de o lun, temperaturile medii lunare ne arat c, diferen ele termice pdure-spa iul din jur sunt mai mari vara i mai mici iarna. n luna iulie, n Europa de Est n regiunile silvostepice diferenele termice pdure-cmpul nvecinat ating 1,2oC. Spre latitudini mari aceste diferen e scad. Spre latitudini tropicale diferen ele cresc. Spre exemplu, n regiunea tropical a Indiei ntre temperaturile medii ale aerului din luna mai (cea mai cald a anului) din pdurea tropical din Assam i din Cmpia Gangelui diferen ele termice ajung n medie la 6,4oC. n timp de un an, mediile termice ale aerului pdurii, sunt mai coborte dect cele ale aerului cmpului din jur, dar diferen ele rmn destul de mici n regiunile temperate (cteva zecimi de grad), crescnd, mai mult n cele tropicale, pn la 2,5oC. i amplitudinile varia iilor termice se modific n pdure, n sensul diminurii acestora. Spre exemplu ntr-o pdure de fag cu frunzi des vara, amplitudinea termic diurn este cu 5oC mai mic dect a aerului din terenul deschis nvecinat. n timp de un an, la latitudini mijlocii, n pdure amplitudinea termic este cu 1,5oC mai redus dect pe terenurile nconjurtoare. La latitudini mai mici diferen ele amplitudinale cresc. De exemplu, n pdurea tropical din Assam, amplitudinea termic medie anal este cu 7,2oC mai mic dect n Cmpia Gangelui. Durata de strlucire a Soarelui. Cercetrile au artat c, durata de strlucire a Soarelui este mai mare pe terenul deschis dect n pdure cu pn la 45-60%. n pdure se ntunec mai devreme: n cea de conifere cu cca 30 pe timp senin i cu 50-60 pe timp noros sau ploios comparativ cu terenul dezgolit din preajm; n cea de foioase cu circa 15 pe timp senin i cu cca. 50-60 pe timp noros sau ploios, dect n spa iul din preajm. Umiditatea relativ a aerului pdurii este tot timpul anului mai ridicat dect n exteriorul pdurii, diferen ele medii fiind de cca. 10% n lunile de var i de 5% n lunile de iarn. n unele zile calde i senine de var cnd evapotranspira ia se intensific, iar diferen ele termice dintre pdure i spa iul din jur se amplific, diferen ele maxime de umiditate pot atinge chiar 30-35%. Precipita iile atmosferice sunt puternic influen ate de pdure. Majoritatea determinrilor pluviometrice efectuate n poienile din pdure indic precipita ii cu 3-5% (uneori cu 15%) mai mari dect pe terenul descoperit din vecintate. Aceste diferen e par s nu fie legate de umiditatea relativ mai ridicat, de temperatura mai sczut i de turbulen a mai activ de deasupra pdurii, care ar crea condi ii favorabile unei mai puternice condensri a vaporilor de ap, ci mai degrab de condi iile n care se efectueaz determinrile pluviometrice. Pluviometrele instalate n poienele pdurilor recep ioneaz cantit i mai mari de ap pentru c lipsa vntului i a turbulen ei favorizeaz cderea precipita iilor perpendicular pe suprafa ele lor receptoare, iar n teren deschis manifestarea vntului i amplificarea turbulen ei determin cderea oblic a particulelor de ap pe suprafe ele receptoare, la nivelul acestora precipita iile diminundu-se. Pdurea recep ioneaz cantit i mai mari de ap din depunerile de rou, brum, chiciur, polei etc. n pdurile tropicale roua depus pe frunzele arborilor este abundent, determinnd o picurare 16

asemntoare ploilor slabe. i din cea , n regiunea deertic a Africii de Sud-Vest, arbutii xerofili capteaz cantit i de ap mai mari dect din precipita ii. n regiunile temperate i reci, pdurile capteaz foarte mult ap din ce uri, chiciur etc. Determinrile din pdurile din Mun ii Alpi, au artat c n lunile cu frecven mare a ce ii suma precipita iilor din pdure a dep it de trei ori pe cea din cmpul liber nvecinat. Un aspect semnificativ, legat de comportamentul pluviometric al pdurii se refer la interceptarea unei cantit i importante de ap de ctre coroanele arborilor. De aceea, sub coronamentul pdurii, pluviometrele recep ioneaz cantit i mai reduse de precipita ii dect pluviometrele instalate n cmp deschis. Explica ia const n aceea c, o parte din apa interceptat de coroanele arborilor se evapor direct de pe acestea, iar alta se scurge n lungul crengilor i al trunchiurilor. Volumul scurgerii n lungul tulpinii se msoar separat ntruct el ajunge n cele din urm n mare parte pe sol. Pentru a afla pierderea de ap prin intercep ie sau intercep ia net scdem din cantitatea de ap czut n teren descoperit, cantitatea de ap czut sub acoperiul pdurii, iar din valoarea rezultat cantitatea de ap scurs n lungul tulpinilor. Valoarea intercep iei poate fi exprimat n procente sau n mm i depinde de compozi ia floristic, densitatea, vrsta arboretului i de cantitatea, intensitatea i felul precipita iilor. O ploaie slab (pn la 3 mm), alctuit din picturi mici poate fi re inut integral de coroanele arborilor, intercep ia ajungnd la 100%. Valoarea intercep iei se diminueaz cnd intensitatea cderii i cantitatea precipita iilor cresc. n cazul ploilor toren iale intercep ia poate cobor pn la sub 15%. Coniferele au n general valorile intercep iei mai mari dect foioasele. Dintre conifere, molidul i bradul au intercep ia cea mai mare (ntre 40 i 80%), iar pinul i laricea cea mai mic (15-25%). Coniferele intercepteaz cantit i mai mari de precipita ii deoarece micile picturi de ap rmn izolate ntre verticile, n timp ce, pe frunzele foioaselor se contopesc repede n picturi mari, care cad sau se scurg uor. Valoarea intercep iei este mult mai mare vara pentru pdurile de foioase dect iarna, cnd aceste pduri sunt desfrunzite. i pentru conifere valoarea intercep iei este mai mare vara dect iarna, dar diferen ele interanotimpuale sunt mai mici dect n cazul foioaselor. Stratul de zpad ce se formeaz pe solul pdurii este mai gros, mai uniform i are o densitate mai redus dect n cmpul deschis. n pdurile de foioase stratul de zpad mai consistent, aduce prin topire un aport pluviometric de 1,5-2,0 ori mai mare dect n cmp deschis. n pdurile de conifere o parte din zpada czut este re inut de coronamentul arborilor, de pe coronament este evaporat sau spulberat de vnt, stratul de zpad format pe sol are grosimi mai mici i n consecin prin topire va da o rezerv de ap ce reprezint doar 65-70% din cea a terenului descoperit. Liziera pdurii func ioneaz pentru vnt ca un adevrat sistem de parazpezi, n aceste zone depunndu-se zpada troienit adus de vnt de pe cmpul deschis din preajm. Stratul de zpad dureaz cu circa trei sptmni mai mult n pdure dect pe terenul descoperit. Apa din zpad, acumulat prin topire n solul i subsolul pdurii alimenteaz relativ uniform re eaua hidrografic n toate anotimpurile eliminnd din regimul hidrologic inunda iile de primvar i debitele reduse sau chiar secarea vara i toamna. Vntul i diminueaz viteza n interiorul pdurii n func ie de densitatea arborilor, compozi ia floristic a pdurii, vrsta arborilor etc. Spre exemplu ntr-o pdure de stejar atenuarea maxim a vntului are loc la 220-240m fa de lizier, iar ntr-o pdure de molid la 34-40 m distan de lizier. n ambele situa ii la distan ele amintite viteza vntului se diminueaz cu 98,5-99% fa de cea din cmpul deschis. Pdurea are un rol climatologic benefic care se resimte, pe arii mai mari sau mai mici, n msuri diferite, asupra tuturor elementelor climatice, componentelor mediului i asupra societ ii omeneti. ns rolul climatogenetic al pdurii i al vegeta iei n general este local i limitat. Dar des elenirile i defririle au un rol climatologic negativ i cu toate c nu introduc schimbri climatice rapide i semnificative, cercetarea lor mai profund ar arta c efectul lor cumulat este unul imperios de luat n seam. X.4.2.3. Influen a reliefului asupra climatului 17

Dintre factorii fizico-geografici, relieful de ine un rol foarte important n geneza unor microclimate i topoclimate. Relieful se remarc ca factor climatogen prin altitudine, masivitate, expozi ia i nclinarea versan ilor, prin morfologie, dintre toate caracteristicile morfometrice i morfologice, n plan climatic impunndu-se altitudinea. Aceasta introduce modificri n mersul i reparti ia tuturor elementelor climatice. Dintre categoriile mari de relief, mun ii exercit ac iunea cea mai intens i cea mai diversificat asupra regimului i distribu iei elementelor climatice, crend n toate zonele de pe glob climatul de munte. n general marile lan uri montane constituie adevrate arii de discontinuitate climatic, fiind generatoarele propriului lor climat. Totodat, prin modificarea circula iei generale a atmosferi, lan urile sau sistemele montane pot influen a caracteristicile i distribu ia mezoclimatelor de pe suprafe ele uscaturilor continentale. n acest mod observm c, n func ie de particularit ile sale, relieful poate influen a sau genera climate la scar local (microclimate sau topoclimate), cel mult regional (climatele montane), modificnd prin schimbrile aduse circula iei generale a atmosferei i prin cumularea la scar global a tuturor influen elor distribu ia mezoclimatelor i chiar caracteristicile macroclimatului global, 1) Odat cu creterea altitudinii, densitatea aerului scade, coloana atmosferic se micoreaz i din aceste cauze presiunea atmosferic scade. Scderea presiunii n paralel cu creterea altitudinii este un fenomen aproape constant. Influen a direct, a scderii presiunii atmosferice asupra climatului este redus. ns n condi iile rarefierii aerului i a reducerii cantit ii de oxigen la altitudini mai mari, se manifest aa-numitul ru de munte, mai ales pentru persoanele care nu sunt adaptate condi iilor specifice atmosferei montane. Dar, organismul uman, este capabil s se acomodeze prin aclimatizare la aceste condi ii. Dovada o constituie existen a unor aezri omeneti stabile la 5120m n Anzii peruvieni i la 4980m n Tibetul apusean la nord de izvorul Indului. Culturile agricole urc n Peru la 4350m, iar n Tibet la 4650m. Dintre animale oaia de munte(argalul ?), urc pn la 5500m n Himalaya, iar iakul n Tibet pn la 5100m. De remarcat este c, la aceste altitudini presiunea atmosferic depete doar cu pu in 500mb. 2) Dincolo de influen a (climatic) redus a presiunii ca element al climei i de restric iile ce le impune n umanizarea altitudinilor mai mari, este de amintit c rarefierea masei atmosferice produce o cretere a fluxului radiativ ziua i a radia iei efective noaptea. Aceste diferen e radiativ-calorice impun diferen ele termice zi-noapte, ce contribuie la naterea unor diferen e barice ntre vrfurile, sau culmile montane i ariile joase, depresionare de la baza lor, diferen e ce sunt n msur s genereze circula ia atmosferic local, cu sistemul de vnturi de tip munte-vale, care ac ioneaz ca factor moderator, att din punct de vedere termic ct i pluviometric. Influen a sistemului de vnturi munte-vale este sesizabil aproape asupra tuturor elementelor i fenomenelor climatice. 3) Radia ia solar este influen at de relief prin altitudine, expozi ie i nclinarea pantelor. Creterea altitudinii conduce la reducerea masei atmosferice i la creterea transparen ei aerului din cauza con inutului redus al vaporilor de ap i al impurit ilor. Difuzia i absorb ia se diminueaz, iar radia ia solar direct se intensific pn la valori apropiate de constanta solar. n func ie de anotimp i de condi iile atmosferei locale, situa ia se prezint diferit de la un loc la altul. De exemplu, n Alpi la 3000m altitudine, radia ia solar direct este cu 50% mai mare n luna decembrie i cu 30% mai mare n iunie dect la altitudinea de 200m. Creterea transparen ei atmosferei conduce odat cu creterea altitudinii la modificarea compoziiei spectrale a radia iei solare directe. De exemplu n Alpi, la 1860m, radia ia ultraviolet este de 4 ori mai intens iarna i de dou ori vara, n compara ie cu regiunile joase. Acest aspect are o importa bioclimatic i medical foarte mare. Reducera numrului de particule difuzante, determin scderea valorilor radia iei difuze, n paralel cu creterea altitudinii. La latitudini temperate, n mun i, la 3000m altitudine, n iunie radia ia difuz este de 2-2,5 ori mai redus dect n vi i depresiuni. Vara aceste diferen e radiative se pun mai rapid n eviden pe vertical. ns, la nivelul zpezilor permanente, datorit reflectrii acentuate a radia iilor solare, care sunt difuzate n mod repetat se constat o cretere secundar a intensit ii radia iei difuze. 18

Radia ia global crete cu altitudinea, pe seama creterii radia iei solare directe. Spre exemplu la poalele Alpilor suma medie anual a radia iei globale este de circa 90kcal/cm2, n timp ce la Davos (1560m), n Alpii Elve iei, ajunge la 130kcal/cm2. Expozi ia i nclinarea versan ilor modific intensitatea radia iei globale. Spre exemplu, n emisfera nordic, la toate latitudinile, versan ii cu expozi ie nordic primesc cantitatea cea mai mic, iar versan ii cu expozi ie sudic cantitatea cea mai mare de radia ie solar. n Cmpia Moldovei versan ii cu expozi ie nordic, nord-vestic sau nord-estic i cu nclinri mai mari de 15o beneficiaz de un aport energetic global anual ce coboar sub 80kcal/cm2, iar versan ii cu expozi ie sudic, sud-estic i sudvestic, primesc n condi iile aceleleii nclinri peste 130kcal/cm2/an. Totui odat cu creterea nl imii, pierderile de cldur prin radia ie depesc aportul caloric global, deoarece atmosfera con ine cantit i din ce n ce mai reduse de ap, CO2 i impurit i, radia ia contrar a atmosferei se diminueaz, dar n schimb cresc valorile radia iei efective i mai ales noaptea. n nop ile senine radia ia efectiv atinge valori de 0,2cal/cm2/min n Caucaz, la 5300m i, de peste 0,3cal/cm2/min n mun ii Asiei Centrale, n Anzii centrali sau n masivele muntoase situate n regiuni cu climate secetoase. n consecin , valorile bilan ului radiativ se reduc odat cu creterea altitudinii. 4) Temperatura aerului descrete n troposfer conform gradientului termic vertical mediu cu 0,5-0,6oC la fiecare cretere cu 100m a altitudinii. Realitatea arat c gradien ii termici verticali difer pentru acelai loc n func ie de momentul din zi sau din an la care ne referim i pentru acelai moment n func ie de pozi ia geografic a unui punct considerat i de nsuirile suprafe ei active. Ziua i vara cnd datorit insola iei suprafa a activ se nclzete puternic, valorile gradien ilor termici sunt mai mari ( > 0,8oC/100m), iar temperatura aerului scade mai repede cu nl imea. Noaptea i iarna, rcirea prin radia ie a suprafe ei active, face ca gradien ii termici verticali s aib valori mai mici dect vara (< 0,4oC/100m), iar temperatura aerului s scad mai ncet cu nl imea. Frecvent gradien ii termici verticali i pot schimba semnul, devenind pozitivi, n aceste situa ii temperatura aerului crescnd cu altitudinea n loc s scad. Aceast schimbare de semn este caracteristic inversiunilor termice ce se formeaz n formele negative de relief (depresiuni i vi) mai ales n regim anticiclonic, toamna i iarna, noaptea i diminea a. Predominarea calmului atmosferic favorizeaz alunecarea descendent i stagnarea ndelungat a aerului rcit pe pantele din jur, deseori acoperite cu strat de zpad. De aceea, att mediile termice ct i minimele zilnice, lunare, anuale i multianuale cu valorile cele mai coborte se nregistreaz cel mai frecvent n depresiunile intramontane. Adesea inversiunile termice determin inversiuni de vegeta ie (coniferele iau locul foioaselor la altitudini mici pe fundul depresiunilor sau vilor, iar foioasele iau locul coniferelor la altitudini mai mari pe versan i). n aceste situa ii i aezrile omeneti cu func iile lor agricole se transfer la altitudini mai mari deasupra nivelului mediu de inversiune, evitnd asprimea iernilor specific ariilor depresionare i vilor intramontane. La altitudini mai mari contactul mai facil cu stratele mai joase ale atmosferi libere, determin o cretere a iner iei termice astfel c, valorile termice medii lunare cele mai ridicate nu se mai nregistreaz n luna iulie ca n ariile joase, ci n august, iar valorile medii lunare cele mai sczute, n luna februarie i nu n ianuarie. Aceste decalaje sunt specifice n special latitudinilor temperate ale emisferei nordice. Amplitudinile termice zilnice i anuale scad cu altitudinea, datorit contactului mai facil cu masele de aer ale atmosferei libere, a cror dinamic este mai pronun at. n formele de relief concave, mai adpostite, amplitudinile termice sunt mai ridicate dect deasupra formelor de relief convexe, mai expuse ventila iei atmosferice. i nebulozitatea mai crescut din mun ii joi i mijlocii reduce mult amplitudinea termic diurn, pe culmile acestora amplitudinea fiind de dou ori mai mic comparativ cu ariile joase din preajm. Amplitudinea termic anual se diminueaz i ea considerabil. 5) Umiditatea aerului. Umiditatea absolut scade cu altitudinea, dar mai ncet dect n atmosfera liber, pentru c suprafa a terestr asigur un plus de vapori de ap, prin evaporare. Cu toate c evaporarea scade odat cu nl imea, schimburile de vapori cu atmosfera liber, din ce n ce mai uscat, se accentueaz datorit dinamicii active a maselor de aer. ns aceast dinamic nu reuete s estompeze descreterea valoric a acestui parametru al umidit ii. 19

n general, la aceeai nl ime, deasupra ariilor montane umiditatea absolut este n medie cu 10% mai mare dect n atmosfera liber. Maximele anuale ale acestui parametru se produc vara, minimele iarna, iar amplitudinea varia iilor anuale scade rapid cu altitudinea. Maximul diurn se nregistreaz n orele din zi cnd temperatura este mai ridicat i se manifest spre vrfuri vnturile de vale. Minimul diurn se produce n jurul rsritului Soarelui cnd temperatura este minim, iar vnturile de munte poart vaporii de ap dinspre culmi spre zonele mai joase. n vi i depresiuni apar dou minime diurne: una n timpul zilei sub influen a micrilor convective, alta spre diminea , efect al temperaturilor coborte, asemntor cu spa iile joase din cmpie. Umiditatea relativ are o evolu ie anual i diurn complex. Varia ia anual a umidit ii relative n mun i se caracterizeaz printr-un maxim vara i un minim iarna, contrar varia iei anuale de la cmpie. Cauza este de natur circulatorie. Vara micrile verticale sunt mai intense i aerul mai umed. La baza norilor este atins valoarea maxim a umidit ii relative. Iarna predomin micrile descendente i apar frecvent inversiunile de temperatur care conduc la scderea accentuat a umidit ii relative cu altitudinea. n decurs de 24 de ore, n mun i umiditatea relativ maxim se observ n orele de zi, iar cea minim noaptea, invers mersului diurn de la cmpie. Maximul din timpul zilei de la amiaz este cauzat de micarea ascendent a aerului mai umed pe versan i (vnturile de vale) i de rcirea adiabatic a aerului. Minimul din timpul nop ii (din a doua parte a nop ii) se datoreaz micrii descendente a aerului pe versan i (vnturile de munte), aerul mai umed de pe culmi fiind nlocuit cu mase de aer mai uscat din atmosfera liber, care se nclzesc prin comprimare adiabatic. n vi i depresiuni mersul diurn al umidit ii este asemntor cu cel de la cmpie cu minimul diurn producndu-se n timpul amiezii, iar maximul produs n a doua parte a nop ii spre diminea . Tipul de regim diurn i anual specific cmpiei este nlocuit la anumite altitudini cu un tip de regim specific ariilor montane. Inversarea tipurilor de varia ie diurn a umidit ii relative se produce la 1500m altitudine pe versan ii sudici ai mun ilor Jaila, la 2000m n Alpi i la 2500m n Caucaz. Tipurile de varia ie anual se schimb la 1500m n Alpi, la 1500-1600m pe versan ii apuseni ai Caucazului i la 1700-2000m pe versan ii rsriteni ai aceluiai lan montan. n interiorul continentelor, uscciunea pronun at i temperaturile ridicate din timpul verii atenueaz, estompeaz i chiar anuleaz aceast inversare a tipurilor de regim din ariile montane nalte comparativ cu cele joase. 6) Influen a reliefului asupra precipita iilor atmosferice Relieful ca element de baz al cadrului geografic exercit o influen hotrtoare asupra distribu iei, cantit ii i formei sub care cad precipita iile. Altitudinea i expozi ia fa de circula ia dominant a aerului sunt caracteristicile definitorii ale reliefului, ce se impun n modificarea pluviozit ii diferitelor regiuni. n general, cantitatea de precipitaii crete odat cu altitudinea. Pe pantele expuse vntului, aerul este for at s se deplaseze ascendent, prin rcire adiabatic formndu-se norii i apoi precipita iile. Expozi ia favorabil a unor versan i, n calea maselor de aer mai umede, conduce la creterea considerabil a cantit ilor de precipita ii primite de ctre acetia. Comparativ, versan ii adposti i primesc cantit i de precipita ii mult mai reduse. Cantit ile de precipita ii cresc cu nl imea, conform unui gradient pluviometric vertical, ale crui valori sunt diferite de la o regiune la alta, n func ie de condi iile climatice proprii. La latitudini temperate valorile gradientului pluviometric sunt apropiate de 100mm/100. Aceste valori se men in n nlime atta timp ct masa de aer antrenat n ascensiune con ine cantit i suficiente de vapori de ap, dup care ncep s se diminueze. Deci pe versan ii montani expui advec iei vnturilor dominante exist un nivel al precipita iilor maxime, nl imea acestuia depinznd de temperatura i umiditatea aerului aflat n micare ascendent. Cu ct aerul este mai cald i mai umed cu att acest nivel este mai cobort. n mun ii vulcanici din Insulele Jawa nivelul precipita iilor maxime se situeaz la 1000m, n Mun ii Alpi la 2000m, n Carpa i la 2200m, n Caucaz la 2500m, iar n Mun ii Asiei Centrale la 3000m.

20

Lan urile montane nalte, desfurate perpendicular pe direc ia vnturilor cu caracter permanent determin ca pe versan ii expui advec iei s se nregistreze cele mai mari cantit i de precipita ii, maximele pluviometrice ale planetei fiind de natur orografic. Pe versan ii montani opui, adposti i, unde dominante sunt micrile descendente ale aerului, nso ite de o nclzire a acestuia prin comprimare adiabatic, cantit ile de precipita ii se reduc sim itor, strile de vreme fiind caracterizate printr-o diminuare a nebulozit ii i cretere a duratei de strlucire a Soarelui. Regiunile continentale aflate n spatele lan urilor sau sistemelor montane nalte se pot transforma n regiuni semideertice sau deertice (ex. Podiul Marelui Bazin n America de Nord, Podiurile din Asia Central etc.). Pe msura creterii altitudinii crete ponderea precipita iilor solide n defavoarea celor lichide. De exemplu n Alpii Elve iei, precipita iile solide sunt n propor ie de 5-10% la poale, de 25% la 1000m, de 60% la 2000m i de 100% la nl imi mai mari de 3500m. Durata medie a stratului de zpad crete odat cu altitudinea. De exemplu n zona temperat durata medie a nzpezirii crete cu 3-4 zile la fiecare 100m cretere a altitudinii, iar pe versan ii montani expui vturilor de vest cu pn la 8-10 zile. n zonele montane stratul de zpad are grosimi variabile. Relieful extrem de accidentat i vnturile frecvente determin distribu ia neuniform a zpezii, care este spulberat de pe culmile i crestele expuse i acumulat pe pantele i n vile adpostite. n func ie de latitudine i longitudine, de temperatura i umiditatea maselor de aer predominante, de cantitatea precipita iilor solide, de expozi ia versan ilor i de morfologia reliefului, de la o anumit altitudine n sus zpada se acumuleaz an de an, fiind un fenomen permanent. Limita altitudinal a zpezilor permanente depinde de condi iile climatice i orografice locale. De aceea se obinuiete s se deosebeasc o limit climatic sau teoretic i o limit orografic a zpezii. Limita climatic este nivelul inferior de pstrare a zpezii pe suprafe ele orizontale neumbrite, iar limita orografic este determinat mai ales de nclinarea pantelor i formele de relief. Spre exemplu, avalanele redistribuie zpada favoriznd apari ia firnului n vile adnci i umbrite de sub limita climatic a zpezilor permanente dezgolind n acelai timp pantele abrupte situate mult deasupra acesteia. n general limita zpezilor permanente se situeaz la altitudini ce cresc dinspre poli spre cele dou tropice, unde se nregistreaz cele mai mari nl imi medii (5000-5500m). n dreptul Ecuatorului, limita coboar din nou cu cteve sute de metri. Altitudinea la care se situeaz limita zpezilor permanente depinde pe de o parte de temperatura aerului, crescnd dinspre regiunile polare spre cele tropicale i ecuatoriale, iar pe de alt parte de umiditatea aerului i precipita iile atmosferice, urcnd mai mult la tropice unde aerul este mai uscat i cantit ile de precipita ii mai reduse i cobornd la Ecuator, datorit sporirii accentuate a umidit ii i precipita iilor atmosferice. Cel mai reprezentativ exemplu al varia iei altitudinii limitei zpezilor n mun i n raport cu latitudinea l ofer Mun ii Anzi. n Anzii ecuadorieni la 5o lat. S, limita zpezilor permenente se situeaz la 5000m, n Anzii peruani la 15o lat. S, urc la 5500m, iar pe msura intensificrii caracterului secetos, deertic al climatului, n vecintatea deertului Atacama, n Anzii chilieni, la peste 6700m, la 25olat S, condi iile climatice fac s lipseasc zpada venic. Spre sud, odat cu umezirea climatului, zpezile permanente apar pe vrfurile mun ilor, apoi la altitudini din ce n ce mai reduse. n sectorul argentinian al Anzilor la 33olat. S limita zpezilor coboar la 4000m, n Chile la 41o lat. S la 1350m altitudine, iar n dreptul strmtorii Magellan, la 53o lat. S, la 900m altitudine. n regiunile polare, limita zpezilor coboar treptat pn la nivelul mrii. Expozi ia favorabil sau nefavorabil a versan iilor montani n raport de circula ia general a atmosferei influen eaz pregnant limita zpezilor permenente. De exemplu n Himalaya pe versan ii sudici cu bogate precipita ii musonice, limita zpezilor se situeaz la altitudinea medie de 4900m, iar pe versan ii nordici, mai secetoi la 5600m. n vestul Caucazului, limita zpezilor se situeaz la 2800m pe versantul sudic, mai umed i la 3400m pe versantul nordic mai uscat. Expozi ia versan ilor n raport cu insola ia, constituie un factor important n determinarea poziiei limitei zpezilor n mun i. Spre exemplu n Alpii Bernezi, n lipsa circula iei predominant sudice, pe 21

versan ii sudici nsori i, limita zpezilor urc pn la 3010m, iar pe cei nordici umbri i, coboar la 2850m. Limita zpezilor permanente nregistrez varia ii att de la un sezon la altul, ct i de la un an la altul n func ie de varia ia condi iilor meteorologice. Acumularea de la un la altul a zpezii, deasupra limitei zpezilor venice i transformarea ei n firn i ghea n condi ii orografice favorizante, d natere la ghe arii montani al cror rol climatic i hidrografic este foarte important. Vntul este puternic influen at de factorul orografic prin caracteristicile sale legate de nl ime, orientare, morfologie etc. Relieful montan creaz un regim eolian cu totul deosebit de cel al regimurilor de cmpie. Relieful montan genereaz vnturile locale specifice (vnturile de munte-vale, vnturile de ghe ar), iar pe de alt parte modific nsuirile marilor curen i atmosferici, determinnd apari ia unor vnturi locale de tip catabatic cum sunt fhnul i bora. Dincolo de cele amintite, influen a reliefului asupra vntului, orict de slab ar fi, se transpune cel pu in n modificarea principalelor nsuiri dinamice ale vntului (viteza i direc ia). Lan urile sau sistemele montane desfurate perpendicular pe direc ia curen ilor atmosferici principali (sistemul alpino-carpato-caucaziano-himalayan, sistemul cordilieroandin) constituie adevrate bariere dinamice i climatice. Principala consecin a influen ei reliefului nalt asupra regimului elementelor climatice o constitue etajarea climatic vertical, cu efecte directe, vizibile n etajarea vegeta iei, faunei i solurilor. Etajarea pe vertical a climei repet zonalitatea latitudinal a acesteia, dar la distan e cu mult mai mici. Exemplul temperaturii este edificator. Pe vertical la fiecare cretere a altitudinii cu 1000m temperatura scade cu 5-6oC. Pe orizontal ns, pentru ca temperatura s scad cu aceleai valori, n emisfera nordic, trebuie, s ne deplasm spre nord cu cel pu in 600km.

X.4.2.4. Rolul climatic al stratului de zpad i ghea Stratul de zpad i ghea este un produs al climei, exercitnd o puternic influen asupra climatului zonelor n care se formeaz. Rolul su climatic deriv cu precdere din cteva nsuiri fizice de baz i anume: - albedoul foarte ridicat (46-95%), din care cauz reflect cea mai mare parte a radia iei solare de und scurt pe care o primete, - coeficientul de emisie n infrarou foarte mare (0,995), emi nd radia ii infraroii (calorice) aproape la fel de intens ca un corp absolut negru, - coeficientul de conductibilitate caloric foarte mic (0,003-0,0006cal/cm2/s/grd), care i confer un important rol termoizolator nepermi nd aportul de cldur dinspre solul mai cald de dedesupt spre aerul mai rece de deasupra. - necesit pentru topirea sa importante cantit i de cldur. Din cele prezentate rezult cu precdere influen a stratului de zpad asupra valorilor i regimului termic al aerului de deasupra. Drept urmare aerul de deasupra stratului de zpad se rcete intens, dnd natere inversiunilor termice, mai frecvente i mai persistente n formele de relief negative (depresiuni, vi etc.) unde strile de calm atmosferic sunt mai frecvente. n timpul lor pierderea de cldur prin radia ie de pe suprafa a stratului de zpad este deosebit de intens accentundu-se gerurile. n aceste situa ii depunerile de brum sau chiciur sunt frecvente cauznd scderea umidit ii aerului i creterea n grosime a stratului de zpad. Pe lng rolul important, dar negativ, jucat n intensificarea gerurilor, n anumite condi ii, stratul de zpad joac i un rol pozitiv, protejnd solul mpotriva nghe ului. Rolul termoizolator al stratului de zpad depinde de grosimea i densitatea zpezii fiind cu att mai mare cu ct densitatea zpezii este mai redus, iar grosimea mai ridicat. Sunt cazuri cnd solul acoperit cu zpad nghea de 4-5 sau chiar de 9 ori mai pu in adnc dect un sol dezgolit. Uneori, n timpul unor geruri puternice, protejat de stratul de deasupra, suprafa a solului poate s aib o temperatur cu 30oC mai ridicat dect aerul de la suprafa a zpezii. 22

Stratul de zpad necesit pentru topire un important consum de cldur ntrziind mprimvrararea, dar apa provenit din topirea acestuia alimenteaz ptura de sol i pnzele de ap freatice refcnd rezerva de ap a acestora. Deasupra limitei zpezilor permanente (n zonele montane) i dincolo de ea spre latitudini subpolare i polare, influen a stratului de zpad i ghea asupra climatului este hotrtoare genernd climate reci. Zpezile i ghe urile permanente acoper circa 16 mil.km2, adic 11% din suprafa a uscatului planetei. Din acest total, 13mil.km2 (81,3%) i apar in Antarctidei, 1,7mil.km2 (10,6%) Groenlandei i 1,3mil.km2 (8,1%) mun ilor nal i din celelalte regiuni ale lumii. Stratul de zpad i ghea acoper ntinse suprafe e din cele dou zone polare i datorit particularit ilor sale fizice determin rcirea accentuat a aerului de deasupra i formarea unor ntinse arii anticiclonice pe cale termic. n consecin masele de aer rece se direc ioneaz ctre latitudini mai joase nsprind condi iile climatice, a cror manifestare se resimte cu precdere n timpul iernii. X.4.3. Factorii antropici Clima reprezint rezultatul ac iuni conjugate a factorilor climatogeni, la scar mare, planetar, factori reprezenta i prin: fluxul radia iei solare, circula ia general a atmosferei i caracteristicile suprafe ei subiacente. n stadiul actual, omul nu poate schimbe clima dup voin a sa, pentru c mijloacele sale de ac iune asupra ei sunt modeste i limitate. Fluxul radiativ solar i circula ia general a atmosferei ies n afara sferei modificatoare a factorului uman. Ac iunea omului asupra climei se rezum la a-i influen a unele elemente ale sale n scopul ameliorrii regimului lor, prin interven ia n special raportat la suprafa a activ, creia i se modific o parte din propriet i. n acest sens omul intervine prin mijloacele sale, pe mai multe ci n modificarea trsturilor suprafe ei active i anume: prin iriga ii, drenaje, n eleniri, mpduriri, des eleniri, defriri, construc ii hidrotehnice, canale, construc ii diverse, metode diverse de prelucrare a solului i a cultivrii plantelor, de protec ie a solului i plantelor contra nghe ului etc. Suprafa a activ recep ioneaz influen a antropic i, la rndul ei rspunde acesteia printr-o manier diferit de cea anterioar, transpus prin modificri aduse propriet ilor fizice ale aerului din straturile inferioare ale atmosferei, mrind sau micornd spre exemplu gradul de umiditate al aerului, temperatura acestuia, amplitudinile varia iilor termice, frecven a i viteza vntului etc. Iriga iile, ca rspuns al omului la un regim hidric i pluviometric deficitar, au ca scop crearea unor condi ii optime de dezvoltare pentru plante, prin umezirea solului asigurndu-li-se apa necesar n perioada de vegeta ie. Ca suprafa activ solurile irigate se comport asemntor cu cea a zonelor acvatice. Albedoul suprafe elor irigate se diminueaz (cu 10%), radia ia efectiv de asemenea (cu 50%), crescnd n schimb cantitatea de radia ie solar absorbit i prin aceasta valorile bilan ului radiativ care, pentru terenurile irigate, sunt cu pn la 60% mai mari dect pe terenurile neirigate. Cldura specific mai mare a terenurilor irigate, face ca acestea s se nclzeasc mai ncet i s re in mai mult timp cldura acumulat. Procesul de evaporare de deasupra solurilor irigate este intensificat. Pentru c evaporarea unui gram de ap se face printr-un consum caloric de 559cal, solurile irigate au temperatura mai sczut dect a celor neirigate, o temperatur mai redus avnd i stratul de la suprafa a lor. Solurile irigate sunt mai reci dect cele neirigate, diferen ele termice dintre acestea fiind foarte mari (15-25oC), mai ales n primele ore dup udare i a doua parte a zilei, ca urmare a inversiunilor termice care se formeaz deasupra terenurilor irigate. Amplitudinile termice n cazul suprafe elor irigate se reduc mult. Consumul de cldur pentru evaporarea apei reduce temperatura aerului. Concomitent, factorul termic i evaporarea ridic valoarea umidit ii relative cu circa 20-40%, fa de cea a terenurilor neirigate. Drenajele sau desecrile i defriarea pdurilor din zonele umede contribuie la scderea umidit ii aerului, la creterea amplitudinilor termice i la o frecven mai mare a nghe urilor. De asemenea n urma creterii temperaturii suprafe ei desecate se intensific evapotranspira ia. 23

mpduririle realizate de ctre om modific condi iile climatice locale, care au ca specific un regim termic diurn i anual moderat, o umiditate a aerului mai ridicat, o vitez a vntului diminuat, o grosime a stratului de zpad mai mare, o densitate a acestuia mai redus, o vitez de topire mai mic i n consecin o durat i o rezerv de ap n sol mai mare. Amenajarea de lacuri artificiale schimb radical propriet ile suprafe ei active rezultanta fiind modificarea regimului termic local, caracterizat prin amplitudini termice reduse, a perioadei cu nghe care se diminueaz cu pn la 20 zile pe an n jurul lacurilor mari i cu 10-15 zile n jurul celor mici. De asemenea, n sezonul cald al anului deasupra ntinderilor acvatice lacustre aerul este mai rece dect n spa iile din jur ziua, mai cald noaptea, crendu-se premisele manifestrii brizelor lacustre. Umiditatea relativ deasupra lacurilor este mai ridicat, iar depunerile de rou din jurul lor mai frecvente i consistente, determinnd o reducere a evapotranspira iei pe teritoriile vecine. Ameliorarea stratului de zpad. n general stratul de zpad exercit o ac iune pozitiv asupra culturilor agricole pe timpul iernii. Cnd este prea gros ns, ridic temperatura din sol peste limitele permise unei bune pst