I. METEOROLOGIE L I. NOTIUNI INTRODUCTIVE 1. 1. 1. OBIEC'I' SI DEFINITIE Meteorologia, rarnura a geofizicii, stcrdiaza fenomenele si procesele frzice din atinosfera terestre, ur scopul cunoavterzii legiz4ilor ce le detennirra aparitio $i evolutia, interre/atiile $i intercanditiorzarea lor. Meteor, in limbs elinA desemneaza un fenomen ce se produce ?n atmosfera, ceva ce exists sau se produce in atmosfera. Cuvantul, patrons in mai tooate limbile europene, a stat la baza denumirii acestei ramuri de stiinta, meteorologia, denumire patrunsa in limbs romana, grin intermediul Iimbii franceze. Ca stare, desemneaza fenomene ce se produc in atmosfera, cauzate de prezen>re?'c ~ din radiatia plecata de pe supraiam terestra. Un rol izolator il exercita si stratul de zipada, care impiedica rilcirea radiativa foarte putemica a solului. La suprafata soiului se primesc tipuri diferite de radiatie, au loc reflecxii, sau receptii, transformari de lungime de unda, schimburi termice pe laterala, dar mai ales spre si dinspre interiorul PamantuJui si schimburi termice cu atmosfera (fig. 8). 1.4.2. PROPAGAREA CALDURII IN SOL44

Propagarea caldurii in sol Caldura se rransmite in adancul solului si de acolo spre suprafata. prin conductivitate. Cantitatile de cilduri vehiculate in ambele sensuri in stratele inferioare ale solului, scad odatS cu adancimea. Legile propagarii cSldurii in sol aii fost descoperite de catre J. Fourier si sunt redate mai jos; 1. Perioadele oscilatiilor termice sunt aceleasi la toate adancimile. 2. Cand adancimea creste in progresie aritmetica, amplitudinile oscilatiilor termice scad in progresie geometrica. Rezulta ca vor exista nivele la care temperatura va fi neschimbata in 24 ore si nivele la care temperatura nu mai variaza in timpul anului. 3. Momentele producerii temperaturilor maxime si minime intarzie proportional cu adancimea. 4. Adancimile la care se amortizeazS. oscilatiile termice pe perioade diferite, sunt proportionate cu radacinile patrate ale perioadelor oscilatiilor respective: z _ VI _ 1 ^ ~ V365 ~ 19 Rezulta. ca amplitudinile termice anuale se sting la o adancime de 19,lori mai mare decat adancimea la care nu se mai inregistreaza amplitudinile zilnice. Gradientul termic vertical (y3) este raportui dintre diferenta de temperatura si diferenta de adancime: ys = A T / A z si se exprima in m/grad. Treapta geotermica este adancimea in merri, de la care, sub nivelul temperaturii anuale constante, se inregistreaza cresterea de temperatura si se exprima in m/lC. Valoarea ei este de cca 30 m/lC. Rezulta sub nivelul temperaturilor medii anuale constante, o incalzire medie, odata cu cresterea adancimii, de 3,3 C/100 m. Repartitia temperaturilor pe verticala in sol Repartitia temperaturilor pe verticala in sol este reprezentaQ. prin tautocrone si termoizoplete. Tautocronele sunt linii ce reprezinta repartitia45

temperaturii globului in raport cu adancimea la intervale egale de timp (de regula orele de observatii climatice). Repartitia temperaturii in sol prezintfl. doua tipuri, de insolatie si de radiatie. Tipul de insolatie prezinta. scaderi odata cu cresterea adancimii, pe timpul zilei si a! sezonului cald. In tipul de radiatie, temperatura solului creste odata cu cresterea adancimii. Acest tip este prezent noaptea si in sezonul rece. Tautocronele sunt izolinii reprezentand repartitia temperaturii solului in adancime. Distributia lor poate prezenta tipul de insolatie, caracterizat prin descresterea temperaturii solului in arinncin^v pn^-i u -:'^n:' cu temperatura invariabila, sau tipul de radiatie, care prezinta cresten ale temperaturii solului odata cu adancimea, in conditiile in care stratul superior a pierdut caldura prin radiatie.Geotermoizopletele prezinta variatia in timp a temperaturii solului in adancime, a temperaturiior medii anuale, sau la una din orele de observatii (fig. 10). Este vizibila, chiar si pentru adancimi mici, intarzierea incalzirilor si a racirilor, odata cu cresterea adancimii. 1. 4. 3. REGIMUL ZILNIC SI ANUAL AL TEMPERATURIJ SOLULUI Regimul zilnic al temperaturii solului Mersul zilnic al temperaturii solului se exprima bine in zilele senine. Valorile maxime pentru suprafata solului se produc de regula in jurul orei 13. Amplitudmile termice sunf mari arunci cand capacitatea calorica este mare, iar conductivitatea calorica este mica. Capacitatea calorica si conduct!vitatea calorica ale soluiui sunt mari comparativ cu cele ale aerului. Amplitudinile termice sunt rnici in interiorul soiului si mari la suprafata sa. Amplirudim'le zilnice la suprafata soluiui cresc de la poli spre ecuator, dar nu sunt foarte man in zona ecuatoriaia, datorita nebulozitatii ridicate si umezelii crescute a soluiui. Amplitudinile zilnice la suprafata solului si in adancime. depind de umezeala aerului, ccatS, nebulozitate, precipitatii, prezenta cc-'oraiu: v^ciai, expozitia si inclinareapantelor, altitudinea46

reliefului etc. Variatia diurna a temperaturilor solului la suprafata si In diferite adancimi, intr-o zi senina, in climarul temperat continental, sunt prezentate in fig. 11. Se observa ca, exista o intarziere in producerea celor mai mari temperaturi, in zilele senine, odata cu cresterea adancimii. Regimul anual al temperaturiji solului Mersul anual al temperaturii solului \Q climatul temperat continental este prezen-tat in' fig. 12. La tropice si la ecuator, regimul anual prezinta amplitudini tnedii anuale scazute, diferentierile de temperature depinzand mai ales de succesiunea sezoane-lor ploioase si secetoase. Amplitudinea medie anuala la suprafata solului creste odata cu latitudinea. Pe suprafata solului inierbata ca si in padure, amplitudinile anuale ale temperaturii supra-fetelor solului sunt mai reduse. Temperatura constants m adancime, pe parcursul mtregului an se inregistreaza la adancimea de 1 m, in zona ecuatoriala, la adanci-mea de 510 m, In zona tropicala, la adancimea de 15 - 20 m, in zona temperata si la adancimea de 25 m, in zona subpolara. Variatiile diurne de temperatura se produc, in medie, pana la adancimi de 19,1 ori mai scazute.1.

4. 4. INGHETUL SOLULUI

Fenomenul de inghet a] solului, ca si adancimea la care patrunde inghetul In sol, sunt rezultatul actiunii unui mare numar de factori: inrtensitatea si durata gerului, umiditatea si proprietatile calorice ale solului, prezenta si grosimea stratului de zapada, caracteristiciie vegetatiei etc. Solurile umede ingheata greu, deoarece la inghetul apei se degaja caldura latenta de inghet. In regiunile cu vegetatie abundenta, In mlastini, In regiunile in care panza freatica este mai aproape de suprafata, Inghetul se produce mai tarziu si dispare mai tarziu. Fenomenu] de inghet se produce datorita cresterii cantitatii de radiafie transformata In caidura, la suprafata solului si in mai mica masurs, ca elect al aportului de caldura dispre stratele adamci. Primavara' la incalzire, cand stratul de zapada este subtire, se topeste Tntai stratul de47

zapada, apoi se dezgheata solul, cand stratul de zapada are o grosime mijlocie, topirea Tncepe concomitent, de la suprafata si dinspre suprafata solului., iar cand stratul de zapada este gros, inghetul Tncepe de la suprafata solului. Aceste situatii favorizeaza acumularea apei in sol in anii cu zapezi bogate si pruduce scurgerea putinei ape rezultate dintr-un strat subtire de zapada. Efectele pozitive ale inghetului sunt procesele de ... frecvente ingheturi si dezgheturi, beneficiaza din pirn de aceste procese, aiauarea si granuiarea, pe ianga continutul in humus, dand calitatea deosebita a solurilor din zonele temperate. Sub stratul inghetat, solul se umezeste, mrrucat la acest nivel se opresc vaporii de apa ce urea neantrerupt dinspre stratele adinci, spre suprafata. De aceea, chiar si dupa o iarna secetoasa, la mica adancime, sub nivelul la care patrunsese inghe'tul, la inceputul. primaverii exista o mica rezerva de apa necesaia incoltitului si declansarii activitatii biologice.' In zoneie de altitudine, ca si in zonele subpolare, caracterizate prin vanturi pnternice in nozonu! recc, I:,-!,^:.,.; fixeaza ridacina arborilor, micsorand procentul doboraturiJor de vant, favorizand o relativa Inaintare in altitudine si respectiv spre poli, a vegetatiei arborescente. Intre efectele negative mentionam situatia prezentata, cazul stratului subtire de zapada din regiunile aride, care la incalzire se topeste in scurt tim, pana ca solul sa se dezghete, iar intreaga cantitate de apa provenita provenita din topirea zapezii, se va scurge. Astfei regiunile aride devin si mai aride. In tundra, dezghetul de vara nu patrunde la adancimi mai rnari de 1 m, ceea ce face ca straful inferior sa nu fie accesibil radacinilor arborilor, acesta fiind unul dintre factorii ce limitteaza inaintarea vegetatiei arborescente in zonele subpolare. Temperatura medie anuala a acestor zone este sub 0, masa de sol inghetat produce inertii termice si dezghet tarziu, superficial sail inexistent. De aceaftaigaua inainteaza spre nord mai degraba in zone uscate, desi acestea au temperaturi medii mai scazute decat ale zonelor umede de la aceleasi latxtudini. Inghetul indelungat sau permanent, diminueaza sau stopeaza activitatile biologice, viata microorganismelor si procesele biochimice Supcafata terestra ocupatS. de mghet vesnic ocupa procentul de 20 %, iar in cazul unei tsri ca Federatia Rusa, un procent de 47%. In ariile48

continentale ale Extremului Nord, adancimea inghetului patrunde la adancimea de 1500 m in scoarta terestrl. In zonele temperate, la limita cu zona subpolara, grosimea stratului dezghefat vara, este suficientS. pentru instalarea taigalei, in schimb, prezenta stratului cu inghet vesnic aproape de suprafa^a nu permite infiltrarea asa incat supxafata ocupata de mlastini este mare. 1. 4. 5. REGIMUL TERMIC AL MARILOR BAZINE ACVATICE Din cei 510 mil. km ai suprafetei Terrei, 362 mil. km , adica 71%, sunt ocupati de mari si oceane, la acestea putandu-se adauga si apele continentale, al caror regim termic este insa in mai mare masura influentat de regimul termic al suprafetelor de uscat. Marile bazine acvatice acjioneaza hotarator asupra maselor de aer de deasupra lor, cat si asupra celor din teritoriile invecinate si asupra tuturor parametrilor meteorologici. Regimul termic al marilor suprafefe acvatice depinde de adancimea si salinitatea lor. Oceanul planetar este un sistem in echilibru, cantitatea de energie absorbita fiind egala cu cantitatea de enrgie cedata, pe ansamblu temperatura oceanului planetar fiind constants. Regimul termic al marilor suprafefe acvatice este net deosebit de cel al suprafetelor de uscat, datoriti pioprietatilor calorice diferite ale apei, fata de cele ale uscatului. Este voiba de caidura specifica (de 3-4 ori mai mare decat a solului), conductibilitatea termica si albedo. In plus, comparativ cu solul, masele de apa sunt transparente si mobile. Pentru incalzirea maselor de apa se consuma cantitati enorme de cSldura, care vor fi eliberate la racire, efectul moderator fiind principala caracteristica termica a bazinelor acvatice. Caldura apei provine din absorbtia selectiva a radiatiei solare. Radiatii vizibile, rosii, oranj si galbene, patrund doar in primii 50 cm ai masei de apa, pe cand radiatiile verzi, albastre, indigo si violet patrund in adanc, difuzeaza si ofera masei de apa, culoarea albastni-verzui. Radiariile ultraviolete penetreazi adanc maseie transparente de apa, ajungand panS la adancimea de 100 m. Pana la adancimea de 10 cm sunt absorbite 50% din radiatiile intrate in maasa de apa, absorbtia fiind practic totala pana la adancimea de 10 m. Impurificarea cu suspensii a maselor de apa, duce la49

cresterea capacitatii de absorbtie, radiatia intrata in masa acesfor ape fiind practic absorbita in primii centimetri. In cazul apelor tulburi, absorbtiile sunt moderate datorita unei reflexii mult mai mari de pe suprafata acestor ape, comparativ cu cea produsa de carre suprafetele apelor limpezi. Transmisia caidurii receptate in stratele superioare, spre adancuri, se face mai ales prin amestec, care transporta spre adanc. cantitati de caldura de 10.000 de ori mai mari, decat procesele de transmitere prin conducribilitate calorica. Amestecul pe verticals al maselor de apa, este rezultarul convecriei. Aceasta este de trei tipuri: termica, termohalina si dinamica. Convectia termicfl este specifics maselor de apa dulce sau cu salinitate redusa (sub 25 /00, ape salmastre). Aceste categorii de ape pot fi considerate cs au densitatea maxima, la temperatura de 4 C. Procesul se dezvolta astfei: la racirea atmosferei si odata cu scaderea cantitatii de radiafie solara primita, spre sezonul rece, stratele de apa superioare se racesc, le creste densitatea si coboara. in adanc, procesul putand continua panil intreaga masa de apa capita temperafura densitatii maxime, 4 C, dupa care, masele de apa din straru] de suprafata se pot rsci, Tamarvand la suprafata, unde vor putea ingheta. La Incslzire, in aceasta categorie de ape, nu se produc procese convec'five, fempemrura: conductibilitate_ La saiinitatea de 25 /QO, apa ingheafa ia temperatura de -1,3 C, care este si temperatura maximei densitati pentru aceasta salinitate. La salinitati mai mici de 25 /0Oj tenrperatura maximei densita^i este mai mare decat temperatura de inghe(, deci la salintati mai mici de 25 /00, apa sarata se va comporta din punct de vedere termic, la fel cu apa dulce. Convectia termohalina se produce in apele care au salinitatea mai mare de 25 /Q0, la care, temperatura ! maximei densitati este mai coborata decat temperatura de inghet. Pentru apele sarate, temperatura maximei densitati este de -3 C, iar temperatuxa de inghet este de -2 C. Convectia in apele sarate este mai indelungata decat la apele dulci. Pe suprafetele marine din zonele reci, cand temperatura scade la suprafata pana la valori la care aceste ape sunt mai dense decat stratele dm adanc, masele de apa de la suprafta se scufunda, procesul continue pana la atingerea temperaturii de -2 C, cand o parte din apa ingheata, alta coboara. spre adanc, iar-procesul50

continue pana la inceperea mcalzirii. In zonele calde, schimbul de calduia cu interiorul este foarte l intents Intrucat densitatea straturilor superioare creste prin cresterea salinitatii produsa de catre evaporatia foarte^ intensa. Aceste mase de apa calde si oxigenate intretin in aceste zone, o activitate biologica intensa, o vegetatie si fauna abundenta pana la adancimi mari. Convectia dinamica este produsa de ridicarea din adancuri a unor mase de apa mai rece, acolo unde domina vanturi dinspre continent, generandu-se curenti oceanici reci, de compensate. . Regimul zilnic si anual al temperaturii marilor suprafete acvatice Datorita proprietatilor calorice diferite de ale solului si a faptului ca schimburile calorice se dezvolta pana la adancimi mari, pe suprtafetele acvatice, inertia termica este mult mai mare decat pe suprafetele de uscat. Diurn, maximele zilnice se inregistreaza. pe marile suprafete acvatice la ora 16, iar minimele zilnice, cu 2-3 ore dupa rasaritul soarelui. Amplitudinile medii diurne sunt de 2-5 C, pe suprafata lacurilor, 1-2 C, pe suprafta marilor continentale si de doar 0,1-0,2 C, in ariile centrale ale oceanelor (urcand la 0,5 C, pe suprafta oceanelor din zonele tropicale). Oscilatiile termice diurne dispar la adancimea de 15-20 m, fata de valoarea medie de 1 m, pentru suprafe^ele continentale. Anual, se constata mari intarzieri in producerea temperaturilor maxime si minime, fata de suprafata solului. In emisfera nordica, in medie, temeraturile medii lunare cele mai ridicate se inregistreaza pe suprafetele oceanice, in august-septembrie, iar in emisfera sudica, in luna septembrie. Cele mai scazute valori medii lunare se inregistreaza pe suprafata oceanelor din emisfera nordica, in lunile februarie-martie, iar in emisfera sudica, in luna martie. Amplitudinea medie anuala este pe suprafata lacurilor mari si a marilor continentale, de 15-30 C. Marea Neagra prezinta la suprafa^a, o amplirudine medie anuala de 25 C. Pe suprafata oceanelor, amplitudinea medie anuala este de 2-3 C in zonele calde, de 10 C, in zona temperata nordica si de 5, in zona temperata sudica. Oscilatiile anuale ale temperaturii aerului se resimt pana la adancimi de 150-400 m. Ca si in cazul solului, propagarea spre adanc se produce cu51

intarziere proporfionaia cu adancimea, in cazul maselor de apa, acest decalaj ajungand la o luna, pentru adancimea de 60 m. Temperatura medie anuala a marilor suprafete acvatice scade din zona calda, de la circa 26 C, spre zona polara, unde coboara la temperatura de inghet a apelor sarate, -2 C. Cea mai ridicata temperatura medie anuala depe suprafetele marilor si oceanelor se inregistreaza in Golful Persic (35,6 C). In Oceanul Planetar, temperaturile scad rapid pana la adancimea de 600 m, dupa care scaderea continua lent, pana la adancimea de 2-3 km, sub care, in intregul ocean planetar, temperaturile sunt in jur de 2 C. In apele polare, temperatura creste usor pana la adancimea de 300 m, dupa care scade usor pana la adancimea de 2-3 km, adancime sub care, temperatura este la fel ca in intregul ocean planetar. Circuitul caloric in sol si in apa A tat stratul de sol, cat si in bazinele acvatice nu se produc cresteri nici scaderi ale temperaturilor medii, intrucat intrarile de caldurfi sunt egale cu iesirile. Zilnic si anual se petrec schimburi de caldura cu stratele interne, cat si cu atmosfera. In circuitul caloric zilnic, atat in sol cat si in apa, pe timpul zilei au loc intrari iar noaptea, iesiri. Circuitul caloric dium este legat de circuitul caloric anual. Astfel, in climatul temperat, din sol si mai ales din apa producandu-se iesiri si pe timpul zilei, in prima parte a sezonului rece, cand chiar pe timpul zilei, acestea sunt mai calde decat atmosfera. Pentru sol circuitul caloric anual este negativ in zonele temperate in perioada septembrie-aprilie. O roca compacta transmite in adancime 57% din cantitatea de caldura, pe cand apa 99,6%, 43% fund transmis atmosferei de catre rocile compacte si numai 0,4% de catre suprafetele acvatice. Circuitul caloric cu stratele inferioare este deci mult mai infens la ape. In Marea Neagra, circuirul caloric anua! are valori de 48 kcal/cm . Stratul de zipada cedeaza atmosferei, in special prin reflectie, 84% din energia primita si transmite spre adanc, ]6%. Din cele mentionate rezultii deosebiri rransnnte intre regimul termic al suprafetelor continentale si oceanice, fiind generate si tipuri diferite de climat.52

1.5. TEMPERATURA AERULUI1.

5.1. TRANSPORTUL DE CALDURA IN ATMOSFERA

Incslzirea atmosferei se produce indeosebi prin absorbtia energiei radiatiei infrarosii, cu lungime mare de unda. Atmbsfra se incalzeste prin mai multe procese: schimbarile.de faza ale apei, radiatie terestra, radiatie solara directs, turbulenta, convectie, advectie si conductibilitate calorica moleculara. Trebuie subliniat ca eel mai intens proces de Incalzire a atmosferei terestre se produce prin condenssri $i sublimsri ale vaporilor de apd. Pentru vaporizare se consuma 600 calorii pentru un gram de apa, o energie mare, daca se are in vedere ca pentru ridicarea temperaturii unui gram de apa de la 0 C Ja 100 C, sunt necesare doar 100 calorii. Pentru dezghet sunt necesare 80 calorii pentru fiecare gram de gheata, iar la mghetul unui gram de apa se degaja. aceeasi cantitate de caldura. Radiafia infraro$ie, de origine terestrd, este preluata de catre atmosfera, treptat, de la strat la strat de jos in sus, racirea scandu~se permanent de sus in jos, iar uneori si dejos in sus. In mod direct, atmosfera nupieia decat 14% din energia radiatiei solare. IncSlzirea prin turbulentd. se produce prin miscfiri ascensionale, in forma de turbionae eJicoidale cu diametrul de la cfiva centimetri, pana la sute de metri. Turbulenta are cauze termice, rezultand din Tncalzirea diferentiata a diferitelor compartimente ale suprafeiei terestre, in ariile cu insolatie puternica producandu-se incalziri si scaderi ale densitStii aerului. Turbulenta mai poate avea si cauze dinamice (mecanice), datorate gradientilor barici diferifi, care produc vantul.53

Convectia tertnicQ. consta in amplificarea turbulentei si deplasarea pe verticala, in mod compact, a unor mari mase de aer. Intr-o miscare convectiva exista doua regiuni, una in care aerul se misca ascendent si una in care aerul se misca descendent. Ca si turbulenta, convectia poate avea origine termica sau dinamica. Convectia de origine termica provine din amplificarea fenomenului de turbulenta termica, unui intreg areal corespunzandu-i doar miscari ascensionale sau miscari descendente, turbioanele ascendente nemaifiind amestecate cu curenti descendenti. Convectia ascensionala are de multe ori aspectul unui jet, a unui vant ascendent cu viteze ce pot ajunge la 20 m/s. Descendenta creeaza echilibrarea maselor de aer. Ea se produce cu viteze mai scazute decat ascendenta, de aici rezultand cs miscarile descendente se produc deasupra unor suprafete mai intinse dcat suprafetele deasupra carora se produc miscari ascensionale. In diferite regiuni se formeaza celule convective, formate din areale cu miscare ascensionala inso(:ite de areale cu miscari descendente. Conditiile cele mai bune pentru convectia termica sunt intrunite deasupra uscatului. Prin advecfie, o suprafata poate fi incalzita sau racitS de cStre maseje de aer cal si respectiv rece, care traverseazS regiunea. Prin conductibilitate termica moleculara se produc transmisii termice nesemnificative, avandu-se in vedere conductibilitatea termica redusa a aerului, efecte decelabile ale acesteia producandu-se doar in primii centime-tri de langa suprafata terestra, deasupra acestui nivel, incAlzirea producandu-se pe seama c?!or!,')!ff nrorcfip iJuionta lapiuiui ck niuite uaiire procesele de IncaLzire a atmosferei sunt aporturi venite de la suprafafa terestra, fata de momentul temp era run lor rnaxime la sol, se produc rntarzieri, atat in mersul zilnic, aer, cat si In cel anual. mediu transparent si mobil, sensui propagarii, ca si alte caracteristici fund deosebite. Temperatura troposferef este in stransa legarura cu factorii ce o genereaza, in principal cu temperatura suprafetei active, cu volumul de* vapori ce condenseaza etc. In atmosfera, regimul temperaturii aerului prezinta variatii zilnice si variatii anuale.54

Temperatura minima zilnica se lnregistreaza inainte de rasaritul soarelui, iar maxima zilnicS., in jur de ora 14. Se inregistreaza o usoara inertie: daca maxima radiativa se produce la ora 12, maxima la suprafata solului la ora 13, maxima m aer se produce la ora 14. Acelasi fenomen se produce si in cazul temperaturii minime (fig 14). Diferenta dintre temperatura maxima si cea minima. a unei zile este amplitudinea termica a zilei respective, amplitudinea zilnica putandu-se referi la o singura zi, la -medii pentru o luna, an, sau la medii multianuale. Marimea amplitudinilor zilnice si anuale depinde de latitudine, timpul din an, relief (altitudine, expozitie, panta, morfologie), nebulozitate, vant, umezeala, natura suprafetei active etc. -Amplitudinile termice scad cu Tnaltimea, perioadele incalzirilor si racirilor raman aceleasi pe Tntreaga grosime a atmosferei pe care ele se manifesta, iar momentele de producere a maximelor si minimelor zilnice si anuale intarzie odata cu cresterea altitudinii. . Amph'tudinea zilnica este in medie de 10 C la ecuator, crescand in zonele tropicale la 12 C (in regiuni . desertice chiar 20 C), in zonele temperate, 8C (12 C pe timpul verii si 4 C, iarna), in zonele subpolare, 4 C, iar In cele polare, 2 C. In zonele polare, amplitudinea medie este 0 C in 24 ore, pe timpul noptii polare si de 1 C, in 24 ore, pe timpul zilei polare, valorile fiind mai man pe timpul anotimpurilor de tranzitie. In conditii de relief fragmentat, amplitudinile sunt mici in partea superioara a versantilor si pe cuhni, unde contactul cu atmosfera libera este putemic si mari in formele negative de relief (vai si deptresiuni), unde este mai puternic contactul cu suprafata terestra, care prezinta amplitudini rnari. In atmosfera libera, la altitudinea de 200 m, maximele si minimele termice se produc cu intarziere de 2 ore, la 1000 m, cu intarziere de 4 ore, iar la 2000 m, cu intarziere de 6 ore, aici amplitudinea zilnica scazand la Regimul anual al temperaturii aerului In zonele temperate si la latitudini mai mari se inregistreaza o mare variabilitate a valorilor medi anuale ca si a amplitudinilor anuale, datorita variatiei mari a dinamicii atmosferei, aici producandu-se frecvente advectii de aer tropical sau arctic (antarctic\ maritim sau continental (fig. 15).55

Mersul anual al temperaturii pe suprafetele oceanelor si in centrul marilor continentelor este net deosebit. In regimui continental, amplitudinile termice sunt mari, iar lunile cu cele mai mari si cele mai mici valori medii, sunt lunile urmatoare celor in care se produc solstiriile, pe cand in regim oceanic, amplitudinile medii anuale sunt mici, iar valorile medii lunare cele mai ridicate si cele mai scazute se produc cu eel putin o luna intarziere fata de regimul continental Pentru suprafetele de uscat, cele mai mici oscilatii anuale se produc pe tarmurilor insulelor si peninsulelor. Suprafetele acvatice reduc amplitudinile medii anuale, in functie de marimea suprafetei lor si de departarea de continente (fig. 16). De exemplu, in Oceanul Pacific, in zona calda, amplitudinile medii anuale sunt de 3 C, atat in emisfera nordica, cat si in cea sudica. La latitudinea de 60 insa, in emisfera nordica, unde suprafata sa la aceasta latitudine este mai redusS, esfc de I;' C, iar in emisfera sudica, unde la aceasta latitudine, Oceanul Pacific are extensiune mare, amplitudinea medie anuala este de doar5C. Amplitudinea medie anuala creste de.la ecuator spre poli (fig. 17). La ecuator, datorita pendularii unghiului de incidents al radiafiei solare, intre cele doua echinoctii (cand, la amiaza, unghiul razelor solare esie de 90 ), exista totusi deosebiri intre mediile lunare de temperatura, materializate printr-o amplitudine medie anuala de 5 C. In zoneletropicale, amplitudinea medie anuala este de 10 C, Tn zonele temperate, de 20 C si atingand valorile cele mai ridicate, de circa 40 C, in zonele subpolare. In zonele polare, amplitudinile medii anuale sunt de circa 35 C. Ca si in cazul amplitudinilor zilnice, relieful isi exercita influenta si asupra amplitudinilor medii anuale. Acestea, sub influenta amplitudinilor din atmosfera libera, scad cu cate 2 C, la fieeare crestere a altitudinii cu 1000 m. Formele convexe produc scaderi ale amplitudinilor medii anuale, sub influenta atmosferei libere, a intensitatii proceselor radiative pe timpul zilei sia pierderilor radiative de pe timpul noptii, a lipsei inversiunilor termice, pe cand, in formele concave de relief, amplitudinile medii anuale sunt man. Umezeala mare, nebulozitatea ridicata si precipitafiile de durata scad amplitudinile termice medii anuale, datorita scaderii temperaturii in lunile cele mai calde, in care, de regula, aceste elemente mregistreaza valori man.56

Producerea lor in sezonul rece, scade amplitudinea medie anualS, prin de cresterea temperaturilor medii ale lunilor in care se produc, prin caldura Iatenta de condensare. Exista patru tipuri fundamentals de regim anual al temperaturii aerului, corespunzatoare tipunlor de mase de aer si zonelor climatice principale (fig. 15). 1. Tipul ecuatorial Razele solare cad perpendicular de doua ori pe an, la amiezile celor doua echinoctii, la amiezile celor doua solstitii unghiul de incidents al razelor solare fiind de 67 C. fn apnlie si octombrie, temperatura medie este mai ridicata cu 5C decat in lunile ianuarie si iulie. 2. Tipul tropical. Prezinta amplitudini termice medii anuale de circa 10 grade Celsius. Pe litorale acestea sunt de doar 5 grade celsius , in anile cenlraie aie continentelor sunt in jur de 2(F C iar in deserturi si mai man. 3. Tipul temperat. Prezinta amplitudini de circa \0 C pe litorale si de circa 20 C, in interiorul continentelor. Subtipul excesiv continental prezinta ampiirudini mult mai mari. la lakutsk, amplitudinea medie anuala este de 62,5 C, ca diferenta intre mediile lunii iulie, 19,0 C si ianuarie, -42,5 C. 4. Tipul polar prezinta ampiirudini medii anuale de circa 25 C in zonele litorale si de circa 35 C in, interiorul continentelor. In zona subpolara excesiv continentals, la Verhoiansk, amplitudinea medie anuala' prezinta valoarea maxima de pe glob, de 65,2 C, ca diferenta ca diferenta intre mediile lunii iulie, 15,1 C si ianuarie,-50,1 C.1.

5. 3. PROCESELE ADIABATICE DIN ATMOSFERA

In atmosferS se produc frecvente miscSri convective. DacS aceste miscari sunt rapide, masele de aer in ascensiune nu au timp sS realizeze schimbuxi termice semnificative cu masele de aer inconjuratoare, prin procese de radiatie, conductivitate, miscari turbulente sau browniene. Deplasarea pe verticals a aeruhii fara schimburi calorice cu mediul inconjurator constituie un proces adiabatic (in limba elina, adiabathos inseamna izolat).57

In asemenea miscare au loc transformari termodinamice de densitate, presiune si temperatura, numite procese adiabatice. La ascensiune, presiunea scade, aerul se destinde, consuma pentru aceasta energie, ceea ce duce la scaderea lemperaturii. La ascendents presiunea scade, aerul se destinde, proces in care consuma energie, deci se va raci. La descendenta., aerul se comprima, presiunea creste, energia cineticS se transforma in energie calorica, iar temperatura creste. In natura, in stratele inferioare ale atmosferei nu exists, aei perfect uscat. Masele de aer in care nu se produc condensari poarta numele de ,,aer uscat" sau ,,umed nesaturat", intrucat aerul umed nesaturat, in care nu se produc condensari, se comports, asemanator aerului uscat. Aerul umed in caie se produc condensari poarta numele de ,,aer umed saturat". Variatiile termice adiabatice se caiacterizeaza prin gTadienti termici adiabatici. In aerul uscat (umed nesaturat), la urcarea masei de aer, temperatura scade, iar la coborarea sa, temperatura creste cu valoarea gradientului adiabatic uscat ya = 1 C / 100 m. In ascensiune, temperatura scade, se produc condensari, care elibereaza caldura, aerul se incalzeste, iar racirea sa odata cu ascensiunea, nu se mai produce dupa valoarea gradientului adiabatic uscat, ci dupa valoarea gradientului adiabatic umed yb > 1 C / 100 m. Cind aerul urea, cantitatea de vapori ce o contine scade datorita condensaxilor, deci va scade din ce in ce mai mult si caldura latenta de vaporizare, eliberata de condensari, iar gradientul adiabatic umed creste, apropiindu-se de gradientul adiabatic uscat. Scsderile de presiune si de densitate, odata cu ascensiunea, sunt Insotite si de scaderea capacitatii calorice, ceea ce duce la scaderea gradientului adiabatic umed. Influenta temperaturii este insa mult mai maTe decat cea a presiunii, deci gradientul adiabatic umed va creste pe timpul ascensiunii, apropindu-se de valoarea gradientului adiabatic uscat. In miscarea aiabatica descendenta, atat aerul uscat, cat si eel umed nesaturat, se incalzesc dupa gradientul adiabatic uscat. Daca aerul contine apa sub forma de picaturi sau ace de gheata, o parte din caldura va fi consumata pentru evaporarea lor, iar aerul se va incalzi dupa gradientul adiabatic umed, pana la completa evaporare a apei licide sau solide. Daca58

pe versantul de ascensiune se produc precipitatii, pe versantul opus, la acelasi nivel, se inregistreaza temperaruri mai ridicate. Este un proces pseudoadiabatic, asa cum se produce in cazul foehnului. Temperatura potentiala, echivalenta si echivalent-poten^iala Temperatura unei mase de aer variaza in functie de presiune. Pentru a compara temperatura maselor de aer, ele trebuie aduse la acelasi nivel, sau presiune standard. Este presiunea de 1000 milibari (apropiata de presiunea nivelului mSrii). Aceasta aducere se face dupa valoarea adiabatei uscate. Rezulta temperatura poten|;iala, care constituie o proprietate conservativa. Temperatura la care ajunge aerul prin condensarea intregii cantitafi de vapori pe care o contine, in conditii de presiune constanta, se numeste temperatura echivalenta. Pentru caracterizarea termica completa a unei mase de aer, se ridica temperatura prin condensarea teoretica a intregii cantitati de vapori, apoi se coboara teoretic masa de aer la presiunea de 1000 mb, rezultand temperatura echivalenta potentiala (echipotenfiald).

1.

5. 4. CONDITIILE DE STABILITATE VERTICALA IN ATMOSFERA

Miscarea convectiva depinde de stratificarea termica a atmosferei. Exista trei stari de stratificare verticals a atmosferei, in functie de temperatura: instabilS, stabilS si indiferenta (neutra). Stabilitatea verticals in atmosferS se va analiza in functie de valorile gradientului termic vertical (y), gradientul adiabatic uscat (ya) si gradientul adiabatic umed (yb). In aerul uscat sau umed nesaturat, exista cele trei stari de stratificare verticals In functie de valoarea gradientului termic vertical fatS de cea a gradientilor adiabatici.59

Stratiftcareainstabild, cea mai frecvent intalnitS, se formeaza atunci cand y >ya. In acest caz, rScirea in masa de aer in convecfie se produce mai Tncet decat in masele de aer inconjuratoare si masa de aer convectivS Tsi poate continua ascensiunea. Fenomenul se produce deasupra uscatului, pe tot parcursul zilelor senine din sezonul cald. Stratificarea indiferentti, este prezenta cand y = ya. Egalitatea celor doi gradient se intalneste mai rar, de regula dimineata si seara, sau in zilele cu cer noros. In aceste condifii se pot produce slabe miscari verticale, ascendente sau descendente. Stratificarea stabild se produce cand y < ya. In aceste conditii racirea in masa de aer respectiva, se produce pe altitudine, mai puternic decat in masele de aer inconjuratoare. In acest caz, masele de aer cu aceeasi temperatura cu a maselor de aer inconjuratoare, nu vor putea capata tendinte ascensionale, iar masele de aer mai calde isi vor incetini, apoi stopa ascensiunea. deci in situatii de acest tip nu se produc miscari convective. Stratificarea stabila este prezenta mai ales noaptea, in sezonul rece si in situatii anticiclonice. Cele trei situatii sunt prezente si in cazul aerului umed saturat. Stratificafia umed nstabild, cea mai hecvent intalnita, se formeazS atunci cand ya > y > yb. In acest caz, masa de aei umed, mai usoara decat masa de aei inconjuiatoare, mai uscata, mcepe ascensiunea. Ascensiunea poate continua, intrucat in masa de aer umed saturat se produc condensari, care elibereaza caldurS, iar gradientul adiabatic umed se pastreaza in continuare mai mic decat gradientul termic vertical. 0 masa de aer umed, aflata la o anumita inaltime si avand aceeasi densitate cu a mediului inconjurator, poate cobora. In aceasta faza se va incalzi, o parte din caldura va fi consumata pentru evaporarea particulelor de apa sau gheata, iar dupa evaporarea totala, cresterea temperaturilor la descendenta se va face dupa adiabata uscata, temperatura masei de aer respective va deveni mai mare decat a maselor de aer inconjuratoare, iar descendenta va inceta. Stratificafia umeda indiferentd, este prezenta cand y = yb. In aceste conditii se pot produce slabe miscSri verticale, ascendente sau descendente. Stratificafia umedd stabile, se produce cand y < yt,.60

In troposfera gradientul termic vertical, care este media diferitilor gradienti adiabatici uscati si umezi, are o valoare medie, deasupra uscatului zonelor temperate, de 0,6 C/100 m. In cadrul acestei situatii medii, Incalzirea puternica pe timpul zilelor senine din sezonul cald, a suprafeei terestre si a atmosferei inferioare, ca si incarcarea putemica cu vapori de apa in urma intenselor procese de evapotranspiratie, ceea ce duce la formarea in stratul inferior al atmosferei a unor mase de aer incarcate cu vapori de apa, mai usoare decat aerului din stratele superioaie (mai uscat), duce la generarea unor ftecvente stari de sttatificatie umeda instabila a atmosferei. In aceste conditii sunt generate convectii de amploare, in urma carora se produc precipitari. Energia potentials rezultata din distributia pe verticala a temperaturii, se numeste energie de instabilitate. In cazuri de exceptie, cand intervin si aiti factori, aerul poate stationa si in cazul unei atmosfere instabile si poate sa capete miscare ascensionala, chiar in cazul unei atmosfere stabile. In procesele de convectie, un rol important il au factori declansatori precum temperatura suprafetei solului, dinamica frontala, pozitia formelor de relief in fata vantului etc. Miscarile convective se pot dezvolta pe verticala pana la un anumit nivel, numit nivelul de convectie. In functie de raportul in care scade temperatura aerului odata cu cresterea aitirudiriii Inversiunile termice De regula, la troposfera, temperatura scade conform gradientului termic vertical. Gradientul termic vertical, exprimand scaderea ternperaturii odata cu cresterea altirudinii, are in cele mai frecvente cazuri si ca valoare medie anuala si a majoritatii lunilor, in once regiune a globului si once zona climatica, valori negative. care exprima aceasta scadere. In cazuri particuiare, temperatura aerului creste odata cu cresterea altitudinii, s< pastreaza constanta, sau scade mai lent dectt in masele de aer invecinate. Se individualizeaza inversiuni tennice, atunci cand gradientul termic vertical este pozitiv si izotennii atunci cand acesta este nul. Sunt situatii particulare, toate situatfle in care, intr-un strat de aer, gradientul termic61

vertical este mai mic decat gradientul termic vertical normal al regiunii respective. Inversiunea termica se produce m orice situate in care, intr-o masa de aer, la o anumita inalfime, temperaturile sunt mai ridicate decal intr-un strat de aer inferior. In cazul in care intr-o masa de aer, datorita unui gradient termic vertical mai scazut, terrrperatura este mai ridicate decat in masele de aer invecinate, pe orizontala, la acea?i altitudine, nu suntem iri prezenta unei inversiuni termice. In situatiile de inversiune termica, stratiflcarea termica vertical a atmosferei este stabila, iar in cele de izotermie, neuM (fig!9). Desi aceste situatii sunt destul de frecvente in troposfera, ele sunt totusi stari anormale. Aceste situatii se pot produce incepand de la suprafafa terestra, sau la altitudine. Fenomenul respectiv poarta numele de inversiune termica la sol, respectiv inversiune termica in altitudine. Inversiunile termice se caracterizeaza prin inaltimea la care se produc in funcfie de suprafafa terestra, grosimea stratului de inversiune, intensitate (diferenta dintre gradientul termic vertical normal al regiunii si gradientul termic vertical prezeut in stratul de inversiune) si amplitudinea, ca diferenta intre temperatura straturilor la care s-a ajuns la diferenta pozitiva maxima de temperatura in comparafie cu masele de aer invecinate sau cu suprafafa terestra. Stratul de pseudoinversiune estte stratul in care scaderea temperaturii cu altitudinea se face mai lent decat in atmosfera inconjuratoare. Sub stratul de inversiune termica din armosfera libera, exista succesiv, strate mai groase sau mai subtiri, incepand cu pseudoinversiune, urmand izotermia. Toate situatiile mentionate au un nivel de intensitate maxima, la care gradientul termic vertical are valoarea cea mai scazuta, un nivel in care amplitudinea termica dintre nivelui eel mai caid si baza, esie cca maimare si un strat de revenire In care temperaturile revin la valori identice gradientului termic vertical normal pentru regiunea respectiva, pentru acel moment, pentru acea altitudine. Regula nu se aplica pentru cazurile in care una din situatiile particulare de valoare mai micS decat normalul a gradientului termic vertical incepe de la suprafata terestra, situata respectiva putand sa inceapa cu oricare dintre stratele mentionate, inclusiv62

cu ultimui, stratul de revenire, pastrandu-se insa ordinea fireasca mentionata. Stratul de revenire se poate situa dupa pseudoinversiune, izotermie, sau inversiune termica. Gradientui termic vertical, dintr-un anumit sector vertical al troposferei, mai mic decat gradientui normal al momentului in regiune, numit gradient de inversiune (yb), delimiteaza strate cu diferite caracteristici. In functfe de diferenta dintre gradientui termic vertical normal pentru o anumita zona intr-un anumit moment si gradientui ,,anormal" al masei de aer in discutie, pot fi evidentiate mai multe situafii, in functie de evolutia acestei diferente. In primul rand, o stabilitae foarte redusa poate fi creeata printr-un gradient termic vertical normal, pozitiv, dar mai mic decat gradientui termic vertical al regiunii. Extinderea mare pe verticals a unui asemenea strat poate duce, la un anumit nivel, la existenta unui strat cu temperaturi cu mult mai man decat cele prezente in mod normal la acea altitudine. Urmeaza situatia in care gradientui termic vertical in masa de aer este 0 C/100 m, izotermia. La fe] ca si in cazul precedent, un strat gros de izotermie poate avea la partea superioara temperaturi mult mai ridicate decat a maselor de aer de la aceeasi altitudine. Urmeaza stratul de inversiune termica propriuzisa, in care gradienrul termic vertical devine negativ, generand o stabilitate termica verticals putemica a atmosferei. Revenirea la identitatea normala, la gradientii termici verticali pozitivi, egali cu cei ai respective! zone in momentul respectiv, se face printr-un strat ,,de revenire", in care gradienfii termici verticali sunt pozitivi si mai arnii decat cei normali. In atmosfera, pot fi la un moment dat, mai multe strate de inversiune sau de situa|ii asimilate inversiunilor, la anumite nivele. De regula, inversiunile termice sau situatiile asimilate sunt determinate pe baza masuratorilor de temperarura efectuate la statii meteorologice situate la altitudini diferite, din regiuni relativ apropiate si relativ aseinanatoare din punct de vedere al conditiilor fizico-geografice. Este un mod operativ si des utilizat de interpretare. Translatia de la un teritoriu la altul este insa hazardanta. De exemplu, deasupra unei arii joase, in situate de ecranare a soarelui de catre nori, distributia temperaturii aerului pe verticals poate sa fie normala, prezentand scadere continua, deci situatie de instabilitate. Prin63

comparare cu o statie apropiata, situata la altitudine mai ridicata, la care este senin, ar parea ca aria jopasa se afla in situate de inversiune termica, cand de fapt ambele statii sunt in situatie de stratificatie termica verticals instabila a atmosferei. Situatii de acest gen se pot produce frecvent, din cauza mentionata, ca si din alte cauze. De aceea, o analiza precisa asupra stratificarii termice verticale a atmosferei, implicit asupra siruatiilor de scadere a gradientului termic vertical fata de valorile normale (inversiunile termice), poate fi facuta doar pe baza aerosondajelor. In functie de modul de analiza, aceeasi inversiune termica poate fi in unele cazuri considerate ca inversiune termica la sol, sau in atmosfera Iibera. In conditiile in care un strat de inversiune situat la altitudine, cuprinde un versant montan, determinarea acelui strat prin masuratorile de la o statie meteorologica situata pe versant, comparativ cu datele inregistrate la staria de pe culme, inversiunea poate fi considerate o inversiune termica la sol. Acelasi strat de inversiune depistat prin aerosondaje, dintr-o arie mai joasa, poate fi considerat ca apartinand unei inversiuni termice din atmosfera Iibera. Tipurile de situatii cu gradienti termici verticali mai mici decat gradientii termici verticali normali ai regiunii respective, numite generic inversiuni termice, actioneaxa asemanator, dar la intensity difeite asupra celorlalte elemente si fenomene meteorologice, daT la intensitati diferite, in functie de diferenta fata de gradientii normali. Stratele de inversiune blocheaza convecfia si mai sunt numite strate de retinere, sau baraj. La nivelul superior al acestor strate, in special al stratelor de inversiune, schimbarea caracteristicilor termice produce si schimbari ale parametrilor altor elemente si enomene meteorologice, fund marcate prin nori stratiformi, cefuri la inaltime, schimbari ale caracteristicilor vantului, genereaza miscari ondulatorii etc. Aceste strate blocheaza !a nivele inferioare umezeala aerului, care creste la baza acestui strat si scade in strat, favorizeaza acumularea langa suprafata terestra a poluantilor atmosferei etc. Pot fi evidentiate douS tipuri de inversiuni termice. Inversiunile termice absolute cuprind strate grease ale troposferei, sunt generate de muJte on de camp baric anticiclonic, sunt extinse pe man64

suprafete, au intensitati, durate si amplitudini man. Sunt tipice in partea de est a Romaniei, inversiunile termice generate de anticiclonul Siberian, pe timpul iernii. Stratul inferior este foarte rece, are grosimea de circa 600 m, stratul de revenire este ocupat de nori stratiformi deasupra carora se deplaseaza ciclonii calzi meditreraneeni. Inversiunile termice relative sunt generate de cauze locale, de insolarie, morfoiogie a reiiefului, diferentieri In natura suprafetei active. Ele sunt putin intense, cu amplitudini i^ici, durati scurta, de regula specifice doar anumitor momente ale ziiei. Dupa inaltimea la care se instaleaza, inversiunile termice pot fi la sol sau in atmosfera iibera. DupS genezS se evidential cele mai numeroase tipuri de inversiuni. Din acest punct de vedere se deosebesc inversiuni termice de radiatie, care sunt de regula inversiuni la sol si inversiuni dinamice, care apar de regula In atmosfera libera. Inversiunile termice de radiatie sunt de radiatie noctumS., radiative de iarna si de zapada (de primavara). Inversiunile termice dinamice sunt de comprimare (sedimentare) in anticicloni, de turbulenta, ale vantului de altirudine, de advectie, orografice si frontale. Inversiunile termice de radiatie Inversiunile nocturne se produc aproape in fiecare noapfe, dar mai ales in noptiJe senine, cand suprafata terestra se raceste datorita radiatiei efective. Fenomemil este foarte intens in zonele in care a avut loc o Incslzire puternica pe timpul zilei, umezeala aerului este redusa, iar noptile senine, avand manifestarea maxima in deserturile tropicale. In Romania acest tip de inveTsiuni este frecvent primavaTa, cand incalzirea de zi este superficiala, solul se incalzeste doar la suprafata, srratele sale inferioare ramanand reci. Cistigul de temepratura din stratul superior al solului se pierde in primele ore ale noptii, solul se raceste xadiativ, iar de la el, stratele inferioare ale atmosferei. Astfel de inversiuni termice se produc si65

toamna, cand in conditiiie unei radiatii solare ce scade constant, solul devine din ce in ce mai rece, chiar pe timpul zilei, noaptea, racirea accenuandu-se, iar de la suprafata terestra, racindu-se si stratele inferioare ale atmosferei. Acest tip de inversiune este mai intens in regim anticiclonic, in siruatie de calm atmosferic. Iarna, stratul de inversiune general de acet tip se extinde pana la 1500 m, iar vara doar pana la inaltimea de 100 m. Inversiunile de iarna se produc frecvent in regim anticiclonic, mai ales datorita racirilor radiative pe timp senin, atingand mari grosimi. Inversiunile de zspada (de primQvara) se produc primavara, in conditiiie in care mase de aer cald se deplaseazil deasupra suprafefelor acoperite cu zapada, a carei topire, cu consum de caldurS raceste si mai mult suprafata terestra. De la acesata suprafata racita, se raceste stratul inferior pe grosimi reduse, generandu-se acest tip de inversiuni. Inversiunile dinamice Inversiunile de comprimare (sedimentare) in anticicloni se produc prin descendenta, comprimarea si incalzirea aerului in ariile centrale ale acestor formatiuni barice. Fenomenul se produce la cateva mii de metri deasupra suprafefei.terestre, unde stationeaza o masa de aer mai rece. Acest fenomen este permanent si de mare intindere in anticiclonii subtropicali. O siruatie speciala se produce in zona alizeelor, unde nivelul de inversiune este foarte jos, iar convectia termica in masele de aer oceanic umed nu se poate dezvoita pana la nivelul condensarii, neputandu-se produce precipitatii. Pe timpul iernii, inversiunile de comprimare din anticiclonii continentali se contopesc cu inversiunile de radiatie de la sol, stratul de inversiune incepand in acest caz de la sol. Aceste inversiuni au o grosime mare, intensitate mare, amplitudine si persistent mare. Inversiunile de turbulentd (de frecare) se produc atunci cand in stratul de aer din apropierea solului, gradientii termici verticali sunt aproape de gradientul adiabatic uscat (1 C/100 m), iar peste stratul de frecare (6001000 m), scad la 0,6 C / 100 m.66

Inversiunile vantului de altitudine se produc In atmosfera libera, deasupra unui vant cu viteze mari. Acesta antreneaza in curentul principal, prin absorbtie, mase de aer din ariile inconjuiatoare. Masele de aer de deasupra, antrenate, In coborare se comprima si se Incalzesc. Inversiunile de advectie se produc frecvent iarna, cand mase de aer cald se deplaseaza deasupra solului rece si se racesc pe grosime mica, la contactul cu solul. Acest tip de inversiune este frecvent primavara deasupra oceanelor, cand mase de aer cald de pe continent se deplaseaza peste suprafata oceanului. Inversiunile orografice se produc In a doua parte a noptii si In prima parte a diminetii, In vaile montane. Aerul racit radiativ pe culmi, devine dens si coboara sub forma vantului de munte In vai, ridicand deasupra aerul cald existent aici. frontala face un unghi de cateva grade cu suprafata terestra, masa de aer cald afiandu-se deasupra. Sistemele frontale se extind pe latimi mari, de sute de kilometri, iar lungimea lor depasind uneori 1000 km. Acest tip de inversiune se produce atat In cazul fronrului cald, cand aerul cald inainteaza pe deasupra aerului rece, cat si In cazul frontului rece, cand aerul rece dislocuieste aerul cald, patrunzand pe sub acesta. Majoritatea inversiunilor termice au caracter mixt.1.

6. PRESIUNEA ATMOSFERICA SI VANTUL

1. 6. 1. PRESIUNEA ATMOSFERICA Notiuni generale Atmosfera terestra se mentine in jurul Pamantului datorita fortei de gravitatie. Tot forta de gravitatie da atmosferei o greutate proprie. Apasarea exercitata de catre atmosfera se numeste presiune atmosferica. Daca atmosfera ar fi statica, valoarea presiunii atmosferice ar fi egala cu greutatea coloanei de aer de deasupra suprafetei respective. Torricelli a masurat in anul 1643, presiunea atmosferei cu un tub barometric cu mercur, avand o sectiune de 1 cm . Conventional, la nivelul marii, la latitudinea de 45, pe o suprafata de 1 cm2, presiunea atmosferica67

este egala in medie, cu presiunea realizata de coloana barometrica de mercur inalta de 760 mm, la temperatura de 0 C. In milibari valoarea este de 1010,8 mb. Aceasta se numeste presiune atmosferica normala. 1 mm coloanS de mercur (mm Hg) = 1 torr = 1,33 milibari (mb) 1000 mb= 1 bar 1 mb = 0,75 mm Hg (ton) Variatia presiunii atmosferice cu inaltimea Presiunea scade cu inaltimea datorita scaderii coloanei atmosferice si scaderii densitatii aerului odata cu inaltimea. La un nivel superior, presiunea este mai scazuta decat la nivelul de referinta cu A p. Valoarea acestei diferenfe este determinata conform ecuatiei principale a staticii: Ap = -pgAn unde p este densitatea aerului; g, acceleratia gravitational; A n, diferenta de altitudine dintre cele doua nivele. Atmosfera este insa diversa ca temperatura si densitate, aplicarea formulei fiind aproximativa. La inaltimea de 5,5 km presiunea este jumatate din cea de la nivelul marii, iar la inaltimea de 18,4 km, 1/10 din presiunea de la nivelul marii. Cartografierea presiunii atmosferice se face dupa reducerea valorilor la nivelul marii, alcatuindu-se harti cu izobare ale situatiei de la un anumit moment. In climatologie se utilizeaza si harti ale situatiei medii . GradientuI baric vertical si treapta barica. Gradientul baric vertical reprezinta scaderea presiunii pe unitatea de distanfa verticala; Gh = - A p / A n (mb/100 m) Relatia inversa este treapta barica (distanta pe verticala penrru care se inregisrreazS o descrestere a presiunii cu 1 mb: h| = - A n / A p (numSr de metri pentru care presiunea scade cu 1 mb) In condidi de presiune atmosferica normala, pana la altitudinea de 500 m, treapta barica este egala cu 7,8 m / mb. Ridicarea temperaturii cu 1 C, are68

ca rezultat cresterea treptei barice cu 4 %. Rezulta ca in masa de aer cald, presiunea scade mai incet cu altitudinea decat in masa de aer rece. Variatiile periodice si neperiodice ale presiunii atmosferice. Variatiiie ziinice si anuale. Incilzirea inegala a diferitelor compartimente ale supTafetei terestre, deplasarea si schimbul maselor de aer cu temperaturi si densitati diferite, anumite mecanisme ale circulatiei atmosferice care provoaca comprimarea sau rarefierea in masele atmosferice in anumite resiuni. defermina modificnren ^reutstii co!onnei nfmosfence vciiica-k, dec! vari;:iii Jc presmne. Observatiile asupra presiunii atmosferice sunt strict necesare meteorologiei sinoptice. Tendinta barica este variatia locala a presiunii atmosferice intr-un interval de 3 ore. Valoarea maxima absoluta a presiunii atmosferice pe glob, valoare adusS la nivelul marii, a fost inregistrata la Barnaul, in Siberia, in luna ianuarie a anului 1900 si a avut valoarea de 1078 mb. Valoarea minima absoluta s-a inregistrat la Murato, in Japonia, in luna septembrie a anului 1934 si a avut valoarea de 884 mb. Oscilatiile periodice si neperiodice ale presiunii atmosferice diferfl in functie de latitudine si altitudine. Variatiile periodice ale presiunii atmosferice prezinta un mers zilnic si unul anual. Regimul zilnic at presiunii atmosferice este asemanUtor pe glob, indiferent de latitudine. Mersul mediu zilnic are cauze termice, dar si alte cauze. Maxima zilnica principala s'e Inregistreaza la ora 10, iar maxima secundaia la ora 22. Minima zilnica principala se produce la ora 16, iar minima zilnidi secundara, la ora 4. Amplitudinea medie zilnica a presiunii atmosferice scade de la ecuator spre poli, de la 3-4 mb in zona intertropicala, la 0,3-0,6 mb in zona temperata si aproape de 0 mb, la poli. In zonele temperate si subpolare,amplitudinile zlnice sunt perturbate mult de variatiile produse de circulate.69

Regimul anual alpresiunii atmosferice depinde de natura suprafetei terestree (continent sau ocean), latitudine si altitudine. In ceea ce priveste amplitudinile medii anuale, latitudinea actioneaza invers decat in cazul amplitudinii medii zilnice. La ecuator, amplitudinile anuale sunt scazute, iar in zonele temperate si subpolare se produc cresteri semnificative sub efectul incalzirii inegale a suprafetei terestre de-a lungul anului. In zonele temperate si reci, un rol important il are si circulatia atmosferei. Pe glob se disting 4 tipuri fundamentale de regim anual al presiunii atmosferice. Tipul continental prezinta maximele iarna si minimele vara. Acest tip se produce pe continentele cu mare extensiune si in climatele musonice. Amplitudinile medii anuale in Europa centrala si rasariteana sunt de 7-10 mb, iar in Campia Siberiei de Vest ajung la 20-30 mb. Tipul oceanic prezinta caracteristici inverse tipului continental. Prezinta doua variante. Varianta polara are maximele la incepuhil verii si minimele iarna si are amplitudini madii anuale mari. Varianta temperata are un maxim principal vara si unul secundar iarna, minimul principal toamna, iar eel secundar, primavara. Amplitudinea medie anuala este moderata (5-6 mb). In zona intertropicala, amplitudinile medii anuale ale acestei variante, scad, Tipul.polar .yz subpolar prezinta maximul primavara, cand suprafata terestra este inca rece, iar minimul se produce iarna, in conditiile amplificsrii activitadi ciclonice. Tipul montan prezinta caracteristici aseamanatoare tipului oceanic si inverse cu ale tipului continental. Maximele se produc vara, iar minimele iarna. Variatiile neperiodice ale presiunii atmosferice provin din incalzirea inegala a suprafetei terestre, care duce la schimbari de densitate si de presiune. Forrnatiile barice stabile censerva aceste insusiri, iar formatiile barice mobile le transmit la distranta, in alte regiuni. Campul baric. Topografia barica. Izobare.

70

Repartitia presiunii pe vertical si orizontala poate fi reprezentata prin suprafete de egala presiune, nurnite suprafete izobarice. Disrributia spatiala a presiunii atmosferice la un moment dat, caracterizata prin sistemul suprafete-lor izobarice defineste campul baric. Liniile de-a lungul carora suprafetele izobarice intersecteaza suprafetele orizontale la nivelul mini, la a!te nivele de altitudine, sau suprafata terestra, sunt denumite izobare. Harta barica se intocmeste cu valorile pTesiunii atmosferice aduse la nivelul marii, la latitudinea de 45, la temperatura de 0 C si are izobarele din 5 in 5 mb. Pentra altitudini de peste 500 m, aducerea la nivelul rnsrii nu se poate face pe baza de formula, asa incat aceste regiuni rsman necartate. Izobarele delimiteaza pe aceste harti suprafete inchise si suprafete deschise, situatia prezentatta fiind valabila doar pentru un anumit moment. Metoda topografiei barice consta in izohipse ale nivelului la care se situeaza o anumita suprafata izobara fata de nivelul marii {topografia barica absoluta), sau deasupra unei alte suprafete barice (topografia barica relative). Rgiunile cu presiune atmosferica crescuta sau scazuta, se numesc sisteme barice. Exista sisteme barice cu izobare inchise si sisteme barice cu izobare deschise. Sistemele barice cu i-obnre inchise sunt ciclonul fdenresiunen. minima), notat cu D si anticiclonul (maxima), notata cu M. Ciclonul este o regiune cu presiunea scazuta, circulars sau eliptica, cu izobare inchise. Presiunea scade in ciclon de la periferie spre cer.tru. In sectiune verticala, izobarele apar in forma de palnie. Anticiclonul este o regiune cu presiunea crescuta, circulars sau eliptica, cu izobare inchise. Presiunea creste m anticiclon de la perifeiie spre centru. In sectiune verticala, izobarele se bombeaza sub forma unei cupole. Sisiemele barice cu izobare deschise sunt: talvegui depiesionar, doisala an\jcic\oinv;u Si iiaa barometrica. Talvegui depresionar este o formatiune barica cu presiunea scazuta, ca prelungire a unui ciclon, intre doi anticicloni. Are o forma alungita, este71

delimitata dc izobare deschise in forma de V, forma pe care o are si secpunea verticala. Dorsala anticiclonica este o fotmatiune baricS cu presiunea ridicata, ca prelungire a unui anticiclon ,litre doi cicloni. Are o forma alungita, este delimitate de izobare deschise in forma de U, iar in sectiune verticala are forma de cupola. Sana barometricd este o regiune a campului baric cuprinsa mtre doi anticicloni si doi cicloni (fig. 20). Pe verticala, structura ciclonilor si anticiclonilor este in fimctie de temperatura lor. Daca cicilonul este rece, cu temperaturile cele mai coborate in centru, ciclonul urea mult in altitudine, iar ciclonul cald, avand in centru cele mai ridicate temperaturi are inaltime redusa. (fig. 21). In anticicloni situatia este inversa fata de cicloni. Astfel, anticiclonii reci au inaltime redusa, iar cei calzi, inaltime mare (fig. 22)

1. 2. VANTUL Notiuni generale Masele de aer din troposfera se misca continuu pe orizontaia si verticals. Miscarea aerului pe directie orizontaia se numeste vant. Vantul are un important rol climatologic, mediind diferentierile de tempeTatura si umezeala care se creeaza permanent in troposfera planetei. Vantul are cauza in repartitia neuniforma a presiunii atmosferice, are viteza mare daca diferentele barice sunt mari si viteza mica, daca aceste diferente sunt mici si mceteaza la egalizaTea presiunilor. Gradientul baric orizontal Variatia presiunii in spatiul atmosferic se caracterizeaza prin gradientul baric. In general un gradient baric poate fi determinat pe verticals, sau pe orizontaia, dar si pe directia pe care parametrul respectiv are scaderea cea mai rapida. In plan orizontal parametrii cresc, respectiv scad eel mai rapid72

pe o directie perpendiculars pe izoliniile reprezentand distributia orizontaia a parametrilor elementului meteorologic respectiv, in cazul campului baric, pe izobare. In situatia unor suprafete izobare paralele, o molecula din component aerului isi pastreaza in general pozifia in echilibru la acea altitudine, gradientul baric vertical fund in mod normal, la o anumita altitudine (Gv), egal cu forta de gravitatie de la acea altitudine (g), (fig. 23, a). Cel mai fiecvent, izobarele nu sunt paralele, gravitatia acfioneaza perpendicular pe suprafata terestra, iar gradientul baric vertical, perpendicular pe suprafetele izobaie. Intre cei doi vectori de forta se formeaza un unghi, fortele se compun dupa paralelogramul fortelor, rezultand gradientul baric orizontal (G), care produce vantul (fig. 23, b). Cu cat gradul de incidents a suprafetelor izobare fata de suprafata terestra este mai mare, cu atat gradientul baric orizontal, deci si viteza vantului vor fi mai mari. Valoarea gradientului baric orizontal este: G=-Ap/An unde - A p este diferenta de presiune dintre suprafetele izobare, iar A n este distanta dintre suprafetele izobare. Rezulta ca cu cat distanta dintre doua suprafete izobare obiice este mai mica, cu atat vantul are viteza mai mare. Gradientul baric orizontal se exprima in mb/ grad meridian (111 km). Chiar gradienti barici orizontali mici, dar care se mentin timp Indelungat, pot produce prin acceleratie, vanruri putemice. Asupra corpurilor in miscare pe suprafata Pamantului sau in atmosfera, se exercita diferite forte. Odata inceputa deplasarea maselor de aer sub forma de vant, asupra !or isi incep actiunea trei forte: forta de abatere a miscarii de rotatie a Pamantului (forta Coriolis); forta de frecare; forta centrifuga. Fortele care actioneaza asupra vantului Forta de abatere a miscarii de rotatie a Pamantului (forta Coriolis) Orice corp aflat in deplasare pesuprafata Pamantului sau in atmosfera, sufera o abatere spre dreapta in sensul deplasarii in emisfera nordica si spre stanga, in sensul deplasarii, in emisfera sudica. Marimea fortei Coriolis este direct proportionals cu viteza vantului si cu valoarea latirudinii. La latitudinea de 0 (la ecuator, valoarea ei este 0, iar valoarea maxima se inregistreaza lapoli. Acceleratia fortei Coriolis:73

A = 2 cd unde n bc.i ^iii;u;; y;i). deci nun mari de I1" (,7100 m. Acesti gradienti sun! frecvent Tntalniti pe litorale, unde In strain] inferior al atmosferei, aerul este incaizi! iama de suprafata acvatic;'!, revenirea la temperatunle normale ale reuiunn, facandu-se destu! De rapid in altitudine. Denumirea de ,,bora' pro\ ine de la vantul rece ce bate dinspre platounle montane din Muntit Dinarici, spre Marea Adriatici. Este bine cunoscut Mistralul. care bate dinspvo Masivul Central Francez. spre coastele Mdrii Mediterane. La extremitatea nordvesticd. a Muntslor Caucaz, la Novorosiisk, pe litoralu! Marii N'eagie, se Inregistreaza m medie 46 de zile cu bora pe an. Frecventa mare a acestui vant in arii ackipostite de litoral, unde de regula iernile sun foarte biande, climatul submediteraneean sau mediteraneean. cu vegetafie tipics si culturi de plante mediteraneene, produce prin inghet, mari pagube. Un van? de rip88bora a scutundat flota aliatilor europeni, in timptil razboiului Crimeei, In golful Balaclava. F.venimentul a dus la Intelegerea de catre mivemele europene, a necesitsrji unei rctele rneteoroiogice care sa cuprinda intreaga Europa, avan ca scop principal prognoza. A fost factorul care a dus la creerea unei reteie meteoroiogice Internationale. Fenomenul se produce si pe tarmurile unui mare lac situat in regiune montanS, cum este Baikalul. In Romania, un vant de tip bora este Nemira. Aerut rece al anticiclonului eiirosiberian. acumulat tn sudul Moldovei, traverseaza sudul grupei centrale a Carpatilor Orientali. peste Muntii Nemira si prin pasul Oituz si capata caracter de vant catabatic rece, in Depresiunea Brasovului, 1. 7. VAPOR1I DE APA DIN ATMOSFERA, CONDENSAREA LOR SI PRECIPITAtIILE ATMOSFERICE 1. 7. 1. SISTEMUL DE FAZE AL APEI SI MARIMILE CE DEFINESC UMEZEALA AERULLI Sistemu! de laze al apei Schimbul de faze al apei are loc prin trecerea freptata, dintr-o faza in aha, rareori sarindu-se peste o faza (sublimarea). a unui numar de molecule, in natura au lex: procese revcrsibile: evaporare-condensare, topire-inghet. evaporare-sxiblimare. Schimbarea de faze are loc invariabil la aceeasi parnmetri. exprimati prin graficul de echilibm al sisteinului de faze a apei (fig. 31) Dupa cum se observa, temperatura de 0a C si tenstunea vaporilor de apa de 6,1 mb sunt parametri important. La intalnirea acestor doiiS valori se ai1s puncntl triplu al apei, punct la care apa sub forma de vapori. iiohida sau gheadi, se afla in echilibru, putand coexista. Din punctu! triplu pleaca curbele de echilibru Intre fazele apei, ce coincid cu curbele tensiunii lor de saturatie. Se observa ci Intr-o marja ingusta, apa poate exista lichida. suoraracita si la temDeraturi mult sub 0 C. de retrula panS la -15C, dar rareori chir pana la -60C.89Tensiunea de saturatie pentru gheata este putin mat sctouta decal pentru apa, ceea ce va face ca Intr-un sistem coloidal, norul, sa prevaleze sublimarile in fata condensarilor. iar evaporirile particulelor de apfl sa se prcxluca mai rapid decat s-ar putea transfonr.a in vapori. particulele de gheata. Norii care contin apa si gheata sum cei care produc cele mai intense precipiiatii. Schinibarile de faza ale apei se produc cu consum sau eliberare de caldura. Pentru topirea unui gram de gheata sunt necesare 80 cal, caldura latenta de lopire, care este eliberatA la inghetul unui izrain dc apa, sub forma de caiuura laienta c:c solidificare Pentru evaporare la temperatura de 0" C. sum necesare 597 cal, caldura latenta de evaporare. care la 100 C, esie de 539 cal. cantitati de caldura ce sunt eliberate la condensare sub forma de calduni. laienta de condensare. Procesul de subiimare. produs in ambele sensuri. evaporare ue pe supra fata ghetii sau transformare a vaporilor direct in gheata, consuma Si respectiv eiibereazA cantitati de caldura egaie cu suniele proceselor topire si.evaporare, rcspectivcondensare si inghet. Mar-mute ce dellncsc umezeato aerului Prezenta vaporilor de apa in atmosfera determiua o snsusire fizica a sa, umezeala, care este determinata prin mai nnilti parametri Tensiunett vaporilor (e), este acea paite din presiunea atmosferica care se datoreaza apasarii exercitate de vaporii de apa. Se masoara in milibari (mb). Tensiunea de saturatie (E), (tensiunca maximd), este tensiunea maxima pe care o pot avea vaporii de at>a la o anumita temperatura, tensiune peste care incepe condensarea. Se mascara In milibari. Cresterea ternperaturii aerului produce cresterea valorii tensiunii de saturate. Sum posibile trei situatii: e < E. caz In care aerul este nesaiurat: e = E, cand aerul este stUurat; e > E, cand aerui este suprasaturat. Umezeala absolutd (a), este cantitatea de vapori de apa exprimata in g/mJ. Cantitatea de vapori in g/mJ necesara pentru a satura aerul la o temperatura data se numeste umezeala absolute de saturate, sau umezeala absolute maxhns(de saturatie)(A).90Umezeala specified (q) este cantitatea de vapori de apa exprimata in g/kg aer. Ume~ea!a specified, maxima (tie saturatie) este cantitatea de vapori in grame, necesara pentru a satura 8 kg de aer la o temperatura data. Umezeala relativa (R) este raportul dintre tensiunea vaporilor de apa (e) la o anumita temperatura si tensiunea de saturatie (maxima) pentru acea temperatura (E). Se exprimS in procente dintr-o suta {%). Valoarea ei arata cat la suta din cantitatea de vapori necesari saturatiei (condensarii) se afla la un moment dat in atmosfera. R = e/E-100% Deftcitul de saturatie este diferenta dintre tensiunea de saturatie si tensiunea arului la un anumit moment. D=E-e Punctul de roud (t, tau) este temperatura la care trebuie sa coboare un volum de aer pentru a deveni saturat (in volumul de aer respectiv pot incepe condensarile fara vre-un aport supli,mentar de vapori).1.7.2. EVAPORAREA Vaporii de apS din atmosfera Vaporii de apa sunt prezenfi in atmosfera inferioara a tntregii planete, iliind in stratul inferior a! troposferei tntr-o proportie ce variazS de la aproape 0%, la maxim 4% din volumul de aer anaSizai, in functie de caracteristicile climatice, caracteristicile suprafetei active, anotimp, moment a! zilei etc. in tara noastra. aceasta proportie variaza de la 0,4 % i^rn^ la 1?3 % vara. De pe suprafta Terrei se evapora anual, in medie, o cantimie de 525.100 km5 de apa, din care 86% (452.600 km*), de pe suprafa|a marilor si oceanelor. Apa sub forma de vapori se impraslie de la local evaporarii, in troposfera, prin turbulento, convectie, advectie (vant) si in mai micft masura prin91difuzie moleculara. Difuzarea in aititudine este favorizata de fnpiul cA ia temperaturile obisnuite, vaporii de apa au densilatea de 5/8 din densitalea aerului uscat, aerul timed fund mai usor decat aerui uscat. Evaporarea Exists trei moduri in care se poate produce evaporarea de pe o supra fata umeda. In cazul aerulm nesaturat de pe suprafta respective se ridicil in atmosfera un nuniir mai mare de molecule de apa decat se aseaza. din atmosfera pe acea suprafata. in cazul aenilui saturat, numarul moleculeior care parilsesc suprataia umeda este eal cu numarul moleculeior ce se intorc pe acea suprafata. "in cazul aerului suprasaturat, luimani! moleciileleor de apa care se depun pe acea suprafata esie mai mare ca numaail de molecule care se evapora. Comparativ cu supreafetele orizontale, pe suprafetele convexze, procesul de evaporare este mai intens, iar pe suprafetele concave, mai redus. Picaturile mici, ca grad de convexitate mare se vor evapora foarte usor.,iar picaturile mari mai grew, avand raza de curbura mai mare. Procesui de evaporare ai picaturiior mici este extrem de putemic doar salinitatea crescuta a acestora incetinindu-i. Apa care urea prin capilarele solului, avand o pelicula concava se evapora greu. Pe spatii largi actioneaza insa alte creiterii. Suprafetele convexe (culmile) an o insolatie mai buna iar vantui inlaturS stratul inferior de aer care s-a umezit, in!ocuindu-l cu aer mai uscat din atmosfera libera evaporarea putand conttnua la fei de intens, pe cand suprafetele concave, vai si depresiuni. au insolatie mai slabs iar cradul mare de adSpost, genereaza calm atmosferic frecvent, sau viteze slabe ale vantului. stratul cu tensiune ridicati a vaporilor de ,.pa mentinandu-se langii sol, sau fund inlocuit de mase de aer care s-au deplasat pana in acel moment, tot In contact cu suprafata tcrestra, de la care au putut prelua vapori. Vitt'za de evaporare se exprimi prin cantitatea de apa evaporata intr-o secunda de pe o suprafat.l de un metru parrat. t.a este Girect proponionasa en lemperaiura supra teses de pe care se produce evaporarea. cu ueucuus tie saturatie., cu viieza vantului si turbulenta sa si este invers proportionala cu presiunea atmosfericft. In conditiiie variatStii suprafetei active, vitezn de evaporatie mai depinde. In secundar si de a'ti fee tori. In. cazul solurilor, capslareie cu diametre92mici asigura ascer.siunea rapida spre suprafata a apei din strasele mai adanci ale soluiui. Evaporsrea deasupra unuor asttel de sokrri, cum ar fl solurile argiloase, este mai putemidi dec at de pe soiuri nisipoase, care an cap i tare cu diametre mai man. Veaetada. inlesnesie prin absorbtsa din interiorul soiu!ui,a apei, prin rS.dscini, apS pe care o va climina prin procese de tranxpiratie. si apoi evaporare, reunite sub dentsir.irea de svapotranspirafie. Denurnirea este utiiszata pentru a desemna procesele dc svaporatie in regiunile in care este prezentil vegetatie. De pe o suprafata acoperita cu vegeiatis abundenta se evapora cantitati de apa mat man decat de pe aceeasi suprafata acvatica, intrucat vegetatia se incalzeste mat atre decaf masa de apa, iar suprafata frunzelor (pe ambele fete), mareste malt suprafata de evaporare. Evapotranspiratia reals, este catiiatea de api evaporata de pe o suprafata intr-o unitate de tirnp, iar evapotranspiratia potentials exprima vaSoarea care, in cojiditiiie meteorologice respective, sau rnedii, in condditii de aprovizionare optima cu apa, ar putea fi evaporata. Regimul ziink si anual al evaporarii Intr-o regiune anumitA este es In ftinctic de temperanira suprafetei active si a aerutui si de starea de uniezire a suprafetelor. La cresterea temperaturii creste cantifatea de energie calorica dispontbiSa pentru ridicarea temperaturii apei, a procesului de evaporare, creste tensiunea de saturatie din aer, aerul Inmagazinar.d tr.ai usor vaporii de apa produsi si creste deficitu! de saturatie. Evaporarea csa mai puternica se va produce de pe uscat la or?. 13, de pe ape continentals, la 14-15. iar de pc mari si oceanc, mai tarziu. IncS un motiv pentru care evaporatia maxima se produce ziua, este cresterea vitezelor si a turbuieniet vantului, pe timpul zilei. Reginiul arsua! al evapotranspiratiei urraeaza iidel reginiul temperaturii aerutui. Procesele de evaporatie >I sub'imare, pe timpul iernii sunt nesernmlicative. i. 7. 3. TENSIUNEA VAPORII..OR DK APA SI UMEZEALA R.ELAT1VA A AERULU1.Tensiunea vaporilor de apa93Deaiispra oceanelor, valorile max!me ale tensiursii vaporilor se inregistreaza dupa amiazi. iar va!orsie miniirte, inainte de rasSritul soarelui. Deasupra uscatului. in sezonul rece. maxirnele zilnice sc inregistrcaza diipi pranz, iar minimele pe timpu! noptii, datorita evnporinior reduse. In sezonul cald, maximele zilnice :'e produc dimineata si seam, intruca: stusse'.e de aer Incaicate tu \apori de apa sunt ajitrenate ziua In convectie termtca is se depiasearH in stratele inalte ale troposferei, locu) lor fund luat de mase de aer descendent, tnai uscat, miiimek inregistrandu-se la o:a 15. In ariile montane cu altiutdini medii si mari. maximele zilnice S3 inregistrea/ii ia ora 15. in conditiiie unui aport de umezeaia dmsprc \ai. iar minimele, noaptea. Remmul arata! al lensiumi vaporilor dc ap:i cbte asemanator regimuiui temperaturilor aenilui. Tensiunea vaporilor are In medie. in tara noastra, valori de circa 2 nib. vara si 0,4 mb, tarna. la rciati\a a aeruius Reginu! zilnic si anual al umozeiii re!au\-e este de rcuuSa invers celui al tetnpeniUirii acruiui (fig. 32). L.i cresterea teraperaturii, creste evaporarea si tensiunea vaporilor de apa (e), dar tenssunea dc raponului cl\, c:\ic este umczeala relative. Arnp!itu-ciinile ziinicc si anuale ak urnezehi reb-p.e sur.t reduse deasupra oceanelor. Deasupra uscstuh.ii. am-plitudinile ziirucc aie umezeiii relative a aeruhn sunt rnari vara, pe Simp scnin. 1. 7.4. CONDENSAREA VAPORILOR DE APA Pentm a se putea produce condensarea, este necesar tin apon de vapori de ap3 care sA determine njungerea vapori lor din atmosfera la tensiunea de saturatie sau suprasaturare ( e > E), sail ajungerea la aceasta tensiune, prin atingerea punctului rous, In uraia racirii aeruJui (t < t). conditii in care umezeala relativa a aerului poate aajunge la condtia necesara condensarii (R > 100 %). Procesu! condensarii este favorizat de prezenta nucieelorde condensare. ISe vor analiza procesele de racire ce pot produce94condensarea, nucleele de condensare, procesele de condensare-subiimare si produsele lor.. Rolul racirii aerului in procesele de condensare Racirea aerului sub temperatura punctului de roua se poate produce prin: radiatie, advectie, amestec, sau prin procese adiabatice. Condiriile de racire prin radiate se produc in troposfera sau doar pe suprafata terestra, caz in care condensarile se produc doar pe suprafata terestra. Cand racirea are loc din strat in strat, in partea inferioara a atmosferei, se produce cea^a, iar cand are loc in stratele mai inalte, se produc norii. Racirea prin advectie se produce intr-o masa de aer cald ce se dep!aseaz2 peste o suprafata rece. Se poate produce frecvent, noaptea si dirnineata, pe tot parcursul anului, iar toamna si iarna, in orice moment a! zilei, cand aeral mai cald de deasupra suprafefelor acvatice, se deplaseaza peste suprafata terestra, mai rece. Procesul se produce ziua, in sezonul cald, iar primavara, in orice moment al zilei, cand aerul mai cald de deasupra suprafetei terestre, se deplaseaza peste suprafete acvatice mai reci. Fenomeneie se pot produce pe suprafete maritime si litorale, dar si la prezenta tmor supra fete acvatice mai mici (lacuri, fluvii, mlastini). Uneori conditiile se intrunesc si la prezenta unor suprafete continentale invecinate, diferit incalzite. Fenomenul se produce aproape permanent pe suprafata marilor. la contactul curenHlor oceanici cu temperaturi diferite, in cazul advectiiior de mase de aer. Racirea prin amestec se produce la amestecul a doua mase de aer aproape de saturate si cu temperaturi diferite. Fiindca valoarea tenshuiii de saturatie se reduce la jumatate la fiecare reducere a temperaturii cu 10 C. amestecul nou format poate intruni conditii de producere a tensiunii de saturatie. Racirea prin procese adiabatice, eel mai frecvent si intens proces de racire, se poate produce in aer nesaturat, arunci cand efectueaza misdlri ascensionaJe, se rSceste dupa adiabata uscata (lv! C/100 m). iar dupa in ceputul condensarilor, in care aer utned safurat sau suprasaturat. cu vaiori ale adiabatei umede < 0,65' C/100 m. Nucleele de condensare95Atmosfera confine sub forma de aerosoli, panicule lichide si solide. NumSrul lor este decsobi; do mate si scade cu altitudinea. Sunt sute de mii intr-un centimetni cub de aer. in atmosfera marilor erase si pe platformele industrials zeci de mii in stratul de aer de la contactul cu suprafata terestra si doar cateva mii. in aerul din ariile montane. Sunt in principalmici panicule higroscopice de saruri marine cu diametre de 0,1 - 1 mjcroni, provenite din evaporarea picaturilor fine de apa marina ce ajung in aer, de pe creasta \-alurilor. Higroscopicitatea si natura chimica a acesiora au un ro! deosebii de important in declansarca condensarii si mentinerea In atmosfera a picSturilor minuscule de apa rezultata din condensare, in final in produccrea precipitatiiior. Procesele de condensare si precipitare au o oidine general valabila. Intr-o prima fazA, in starea de saturare sau suprasaturare a aerului, pe aceste nuclee de condensare microscopice se depun primele molecule de apa rezultatii in umia condensarilor. Se formeaza picaturi microscopice. care au raza de curbura mica. c:i7 in care. v-U'.i.-;iipr,"\ 'or, !en:;iu:)c:i t'e ,-,a! n:a;ic cresic. sa: its jj'urvsuc cMndfl;;. 0 pane he e\;ipoiu. baiitiiiaieii nuaO n aces^.^ minuscule picaturi impiedica insfi evaporarea unei pflrti dinrre acestea. care continue cresterea, prin depunere pe ele a unor noi molecule de apa condensata. sau prin aditionarea altor picamri. Salinitatea picaturilor scade, insil ele sunt protejate impotriva evaporilrii prin cresterea razei de curbura, deasupra caiora sunt necesare, pentru a se putea declansa evaporarea. tensiuni de evaporare mai man. in conditiile prezentei unor picaturi mai mari, aerul care a pierdut din umezeala prin repetaie condensari. isi poate mari tensiunea prin evaporarea picarurilor nuci. i Aceste picftturi. care sun! prezente printre picaturile mai m.in, se vor evapora, asigurand creSierca icnf.iurni vaporilor in masa respective, de aer, continuarea condensarii pe picaturile mari. care isi continua cresterea pe seama disparitiei picaturilor mici. in functie de temperatura norului, aceste picaturi pot Inghetn. l..n temperaturi scizute, procesele de condensare sunt inlocuite de procese de sublimare. in conditiile In care, la temperaturi negative, tensiunea vaporilor nu este suficient de mare, vnporii nu sublimeazi ci se condenseaza, apa supranichaj putand fi prezenta frecvent intr-un nor. p.ana la temperaturi intre - 12 C si - 17 C, tineori chiar pana96la -40* C \ Ca si in cazul unei eondensari, caz In care stint necesare nuclee de condensare si intr-o masa de aer avand^ piciituri de apa suprar.lcits, Inghetul poate fi favorizat de prezenta nuclee lor de inghetare. , Condensarea vaporilor de apa pe suprafata terestra Condensarea vaporilor de apa pe supra fata terestrl se produce in conditiile unei ractri rapide de scurtn. durala, doair a suprafetei terestre si a unui strat. de aer de cativa centimetri de la contactul cu aceasta suprafata, caz In care condensarea sau sublimarea se va produce doar pe suprafafa terestni si pe diferite obiecte. Rezulta apa . in stare iichida sau solids, depusa pe suprafata terestra, de diferite tipuri: roua, bnrma, ehiciura, plei, depuneri i lichide sau soiide. toate acestea numindu-se produse de condensare la sol sau precipitatii orizontale. Roua se produce mai ales in noptile senine de vara sau in prima parte a toamnei. Pent.ru producerea ei-J sunt necesare tensiuni mari ale vaporilor de apa in stratui de contact cu suprafata terestra, raciri puternice ale \ acestei suprafate si a obiectelor de pe ea, pe timpul noptit si vant slab, care sa permits un contact suficient al aceluiasi strat inferior de aer, cu solul, pans la coborarea temperaturii sub punctul de roua In acest strat de aer si inlocuirea sa cu alt aer utned, dupa reiativa sa uscare in urma condensarilor. Capacttatea calorica mica si , conductivitatea caloric^ redusa a diferitelor obiecte de pe sol, $i din stratui de aer subtire de langa sol, cum ar fi vegetatia ierboasa, favorizeaza depunerea de roua pe aceste obiecte. Umezeaia din stratui de aer de la contactul cu suprafata terstra, se mentine constant mare, prin transipratia plantelor si prin vaporii de aps ce provin din sol. in unele ,,deserturi umede", cum ar fi desertul Namib, umezeaia reiativa este mare, dar nu se intrunesc condinile condensarii in stratele de aer superioare ale atmosferei, deci producerea precipitatiilor, caz in care unele plante sunt bine adaptate pentru asi asigura mare parte din necesarul de apa prin adaptari pentru colectarea si absorbtia de roua, care are produce in cantitati mari in conditiile racirii radiative puternice la sol, in noptile senine. in intreaga zona calda, cantitatea de roua depusa anual este semnificativa, in conditiile climatelor uscate avand un rol benefic pentru vegetatie si chiar fauna. SI vaiorile inregistrate in tipurile de97climate oceanice, sunt ridicate. In (jadure roua se produce in cantitati reduse, In special pe coroanele arborilor. Bruina este un produs de sublimare, care se formeaza In conditii asemanStoare cu roua. dar la temperaturi negative. Cantitatile de roua si bruma cazute in medie in Romania nutotalizeazl decat o medie anuala de 1-3 mm de apa. insa in clirnatul temperat oceanic ajung la 10-30 mm. Chiciura se produce in conditii de vant slab, cand aerul este nlcit la contact cu solul pe un strat mai gros. Este necesara prezenta unui aer foarte umed. cu apa supraracita si cristale de gheatfl. Chiciura moale. normals, cea mai frecvent Intalnita. se produce prin sublimare pe obiecte si prin aditionare de ace de gheata, in special pe crengiie arborilor, care au capacitate calorica mica si conductivitate calorica redusa. Chiciura fare. grauntoasa, se produce in cazul prezentei picaturilor de apa supraiilcita In stratui de aer de langa sol si se poate producesi in conditii de vant puternic. Depunerik lichide si solide pe suprafata terestra se produc in cazul invaziilor de aer cald si umed in regiuni in care suprafata terestra este rece. Sunt mai frecvente pe timp acoperit sau cand se produce ceafcl-Depurterile lichide se pot produce si pe suprat'ete acvatice reci, la advcctia peste ele a maselor de aer cald si umed. In Romania sunt frecvente in cazul invaziilor de aer maritim tropical, in sezonul rece. Poieiul provine din ploile supraracite care cad pe supra fete terestre cu temperaturi negative, de regula intre 0 C si - 1C. Este un fenomen meteorologic rar, prezent mai ales In regiuni montane. Mai rar se poate produce poieiul secundar, care are loc in conditiile in care o ploaie cu temperaturi pozitive cade pe o suprafata terestra foarte puternic racita. Condensarea vaporilor l pierde partial umezeala. devenind ticrl inttruiw pohir wchi (wPv). Acest tip de masa. de aer este predominant In ccnirul huropei si in Romania. Aerul tropical (T) care ajunge In Europa. se formeaza in zona anticiclonilor subtropicaii. pe Oceanul Atlantic, in nordul Africii si in Asia de SV. Are temperaturi ridicate si stabilitate mare.116Aerul maritim tropical (mT) se formeaza in anticiclonul Azorelor. Ajunge in Europa peste Marea Mediterana. prin dorsaie caide sau in sectoarele caide ale unor cicioni mobili. Are umezeala ridicata, d;ir nu produce decii ceata groasa, nori Stratus si burnite. Esie opalecent deoarece confine praf fin adus de alizee din Sahara, in aria sa de formare si In dorsala sa. Aerul continental iropoical (cT) se formeaza in Africa de nord si Arabia, iar vara si in Iran, Levant, Anatolia, chiar si in Peninsula Balcanidi, sudul Ucrainei si al Rusiei eviropene. Apare in Europa mai frecveni \ara. iarna producandu-se doar invazii de scurt5 durata. Are ternperatura ridicatS pe grosimi mari, produc niaximele anuale de temperatura. Este uscat, opalescent, dar nu at at cat aerul tropical maritim, la care prafiii e^ie arnestecat cu cents. Este instabil, produce convectii si ploi mai ales sub formS de aversS. Aerul ecuatiristl nu ajunge niciodata in Europa. Aerul ecuatoria] are temperafura echivalentS-potentiala cea mai ridicatS si umezeaia specifics cea mai ridicata dintre toate masele de aer. Noptile sunt caide datorita caldurii eliberate la condensarea vaporilor, producandu-se ceata si roua. Radiatia terestra este impiedicata de cantitatea mare de apfl din atmosfera. Aerul ecuatoria] circula prin pendularea alizeelor, de la o emisfera la aha, prin iritermediul musonilor ecuatoriali. Fiecare masa. de aer geografica esie specifics unei zone climatice principale. Zonele climatice secundare (subpolare. subtropicale si subecuatoriale) nu camoneaza mase de aer specirlce. fn ele se succed. intrun semestru masa de aer din zona situata spre latitudini mai mari. tar in celalalt semetru, masa de aer specific,! zonei climatice de la latitudini mai mici. De exemplu zona subtropical^ este ocupatS iama de aerul polar, iar vara de eel tropical, in anotimpurile de tranzitie avand loc deplasarea fronrurilor principale si schimbarea maselor de aer. Nu este strict necesara o invazie a maselor respective de aer, ci masa locals, prin stationare indelungati dispar dc-a kingul Jroniuriior pnncipaJt;. in leg^tura cu aparilia si evoiutia ciclonilor si anticiclonilor s-au formulat mai multe ipoteze. Prima teorie complexa asupra gertezei si evolutiei122ciclonilor si anticiclonilor a fost elaborata de catre norvegienii Bjevknes si Solberg la inceputul secoluKii XX, ipoteza ce a fost urmati de un sistem teoretic mai complex, elabora! de catre rusii Pogosian si Taborovski. Teoria undeiorfrontale elaborata de catre Bjerknes si Solberg, stabileste faptul ca ciclonii mobili se formea:^. pe fronturiie atmosferice principale, poiare, actic si antarctic, dupa mecanisme asemanaloare. Cele 8 faze de genezfl. evolutie si disparitie ale unui ciclon. sunt prezentate, pe baza ncestei teorii, in fig. 41. De o parte si aha a irontunlor chmatologice mentionnte, aerui rece se aflJl in masa de aer dmspre poli, iar eel cald. In masa de aer dinspre ecuator. Curenfii cireulatiei generate a atmosferei sunt orientati in sensuri eontrare in ccle dous mase de aer (fig. 41, A). Pe suprafata frontaia se formeaza permanent ondulatii generate de intensitafea diferita acelor dot curenti si de turbulenta. Osctlatiile sunt uneori reversibile, frontul principal revenind la pozitia initiala. Undele cu lungitne mai mare de 1000 km, sunt bine evidentiate, nu vor mat reveni la pozitia initials Tn front, se vor dezvolta si evolua independent, formand ciclonii mobiJi. In cazul prezentat in fig. 41, B, curentui de aer rece dinspre est capata o deviatie spre sud, conturnd un front rece, iar curcntitl cald, dinspre vest, capata o deviate spre nord, conturand un front cald. fn faza C, din aceste deviatii se forrneaza rarnificatii care capata un traseu circular, edtficand un ciclon tanar, cu fronturiie caid si rece individuaiizate, mcepand condensarile, formandu-se sstemele de nori si incepand precipitatiile. In faza D. de maruritate. frontul rece se apropie de eel caid, linia frontului avand aspectul unei pungi. In faza E, secluzia semnificA ajungerea frontului caid de catre frontui rece, cu viteza mai mare. Se contureaza un front oclus, iar aerul caid este izolat in ,;punga'" din central ciclonului. Urmeaza ocluzia ciclonulut (tig. 41, F). Masa de aer cald din central ciclonului a fost oclusa prin ridicare in altitudine. Hxista un singur front, oclus. Curentui circular de aer cald se mai exprima doar in altitudine, la sol curentui circular fund produs de aerul rece. In faza urniatoare (G), precipitatiile inceteaza, in regiune este prezenta o inversiune rermica extinsa pe man suprafete, intre masa de aer rece de la sol si cea calda din altitudine, cerul este acoperit cu nori stratiformi, minima barometrica.123scade, la sol se mentine curentui circular In masa de aer rece. in ultima faza (H), ciclonul dispare. Minima barometrica dispare, miscarile circulare se diminueaza si dispar, inversiunea termica se distruge, cenjl se insennieaza. Uneori se unesc mai multi indivizi ciclonici, in diferite stadii de evolutie, formand un ciclon central, extins, care se deplaseaza cu viteza mai redusa, O fainilie de cicloni contine 2-6 cicloni inobili