fizica atmosferei - dwnld

8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld

1/131

1

1. STRUCTURA I COMPOZIIA ATMOSFEREI

Fizica atmosferei este acea parte a fizicii care se ocup cu studiul structurii i compoziiei

atmosferei terestre i a fenomenelor fizice i proceselor din atmosfer (micarea i circulaia

maselor de aer, transformri de stare ale apei, propagarea undelor de diferite tipuri, etc.). n cadrul

fizicii atmosferei exist mai multe capitole, n care se studiaz diferite aspecte ale fizicii

atmosferei: statica, termodinamica, dinamica, electricitatea i optica atmosferic, meteorologia i

aeronomia (ultima este tiina ce se ocup cu studiul atmosferei nalte i medii). Fizica atmosferei

este strns legat de celelalte tiine care studiaz Pmntul (geofizica, geodezia, chimia proceselor

terestre i a celor atmosferice). Dezvoltarea ei s-a datorat iniial, n mare parte, necesitii de a

cunoate i de a prevedea vremea, ce se definete ca fiind starea atmosferei la un moment dat.Metodele experimentale de studiu a atmosferei folosesc tehnici de la cele mai simple (giruete,

pluviometre) pn la cele mai complicate (satelii, radiolocaie). Ca orice studiu, fizica atmosferei

are o finalitate i anume rezolvarea unor probleme practice legate de activitatea uman, cum ar fi:

nelegerea, dirijarea i controlul unora din fenomenele atmosferice pentru a le folosi n scopuri

practice, previziunea fenomenelor meteorologice globale (seceta, inundaii, riscuri de ntrerupere a

telecomunicaiilor) sau locale (ceaa, grindina), amplasarea unor obiective civile astfel nct s

reduc la maxim impactul negativ al acestora asupra mediului nconjurtor.

1.1 STRUCTURA ATMOSFEREI

Datorit variabilitii mari a temperaturii, compoziiei, dinamicii atmosferei, exist mai

multe criterii de clasificare a structurii sale.

Un prim criteriu, cel mai folosit, este modul de variaie a temperaturii cu altitudinea. Se

definete gradientul vertical de temperatur ca fiind variaia temperaturii pe unitatea de nlime:

dz

dT= . (1.1)

In funcie de valorile lui , atmosfera se mparte n cteva straturi orizontale, fiecare dintre

ele caracterizate de o anumit variaie a temperaturii cu nlimea. Acestea sunt (fig.1.1):

troposfera, cuprins ntre 0 i 10 (poli) 18 (ecuator) km stratosfera, cuprins ntre 12-15 i 45-55 km mezosfera, cuprins ntre aproximativ 50 i 80-85 km termosfera, cuprins ntre 80 i 800 km


2/131

2

exosfera, la altitudine mai mare dect 800 km.Un alt criteriu de divizare a atmosferei este omogenitatea acesteia. Atmosfera este omogen

sub aproximativ 100 km, zon numit homosfer, i heterogen la altitudini mai mari, strat care se

numete heterosfer. Aici densitatea mic a aerului duce la fracionalitatea constituenilor gazoi.

1.1.1 Caracteristicile straturilor atmosferice

Troposfera este cea mai joas ptur a atmosferei i vine n contact direct cu suprafaa

Pmntului. Temperatura scade treptat, de la o medie de 10 C pn spre valori de -50C.

Gradientul temperaturii este aproximativ 6 7 C/km. n troposfer se gsete cea mai mare parte

a vaporilor de ap. Aici se formeaz norii, precipitaiile, ceaa.

Temperatura (K)

Troposfera

Stratosfera

Mezosfera

Termosfera

Stratopauza

Tropopauza

Altitud

inea(km)

Mezopauza

Fig. 1.1 Variaia temperaturii n atmosferi primele patru straturi atmosferice.

Exosfera se afl la altitudini mult mai mari iar temperaturile sunt, de asemenea,mult n afara scalei alese.

La rndul ei, troposfera se mparte n:

stratul inferior (0-2 km) sau stratul limit planetar, n care are loc micareaturbulent a aerului, schimburile active de cldur, transformrile importante de

faz.

stratul mijlociu (2-7 km) n care umiditatea scade mult astfel nct masele noroasece se formeaz aici aduc precipitaii slabe


3/131

3

stratul superior (7-12 km) n care umiditatea este i mai sczut, temperatura estedeja mult sub 0 C i norii sunt formai numai din gheai nu aduc precipitaii.

Zona de tranziie dintre troposfer i stratul superior se numete tropopauz, unde

temperatura este constant, aproximativ -50C.

n straturile inferioare ale stratosferei temperatura este sczut ns crete rapid pe msurce altitudinea crete, atingnd la limita superioar valori de 10-20C. Termenul de stratosfer

sugereaz existena straturilor. Compoziia chimic difer de cea a troposferei, n primul rnd

datorit prezenei ozonului, care se afl (aproape) n totalitate n stratosfer. Acesta este

rspunztor pentru nclzirea stratosferei superioare, care are loc ca urmare a faptului c este el

este caracterizat de existenei unor linii puternice de absorbie a radiaiei UV i IR care provine de

la Soare. Vaporii de ap sunt n cantiti reduse. Un fenomen specific este prezena, n jurul

altitudinii de 25 km, a unor starturi subiri de nori sidefii, formai din ap suprarcit. Gradientulnegativ de temperatur (temperatur mai mare n straturile de la altitudine mai mare) face ca

stratosfera s fie relativ stabil n sensul c turbulenele i dezvoltarea micrilor verticale ale

aerului sunt limitate. Stratosfera este separat de mezosfer prin stratopauz.

Regiunea dintre troposferi mezosfer se numete atmosfera medie, troposfera este situat

n atmosfera joas iar mezosfera i termosfera constituie atmosfera nalt.

n mezosfer presiunea este de 200 de ori mai mic dect cea de la suprafaa Pmntului iar

temperatura scade rapid cu nlimea, ajungnd la -70C n apropiere de 80 km, astfel nct naceast regiune gradientul vertical al temperaturii este mare. Ca urmare, dinamica atmosferic este

foarte activ, astfel nct vnturile pot atinge valori foarte mari, de sute de km/h. n partea

superioar se ntlnesc norii argintii formai din particule de ghea. Mezopauza, zona de tranziie

dintre mezosferi termosfer, este o regiune n care proprietile atmosferei, att n ce privete

compoziia ct i n ce privete desfurarea proceselor atmosferice, se modific esenial.

Termosfera este un strat cu proprieti mult diferite de cele ale straturilor de dedesubt,

prezentate mai sus. Deoarece radiaia solar este puternic absorbit la altitudini mari, temperatura

crete repede, ajungnd la 1500C astfel nct gradientul vertical al temperaturii este negativ.

Compoziia aerului se modific radical ca urmare a ionizrii puternice datorate componentei UV

din radiaia solar, ce are ca efect disocierea moleculelor de O2, CO2, NO i apariia gazelor

atomice. n plus componenta ionizat, rezultatul fotoionizrii i al altor procese de ionizare

(schimb de sarcin, etc.), devine din ce n ce mai important. Ca urmare, densitatea particulelor

ncrcate electric crete cu nlimea, componenta neutr devine din ce n ce mai puin reprezentat

iar procesele atmosferice sunt dominate de componenta ionizat adic de plasma ionosferic. Cel

mai spectaculos exemplu al unui astfel de proces este aurora polar, care are loc n termosfera

joas (la 100-150 km). Mai puin spectaculos, ns de o importan covritoare, este fenomenul de


4/131

4

transmitere a undelor radio la distane mari, care are la baz reflecia acestora pe diferite straturi

ionosferice.

n sfrit, exosfera, stratul ultim al atmosferei, separat formal de termosfer prin

termopauz, este caracterizat de temperaturi foarte mari. Atracia gravitaional la altitudinile

corespunztoare exosferei scade mult, astfel nct particulele de gaz se mprtie n spaiul cosmic,fenomen denumit disipaie. Componenta neutr este practic nul iar densitatea este extrem de mic

(distana dintre dou particule este n jur de 100 km!).

1.1.2Formarea i evoluia atmosferei

La nceputurile istoriei sale (cu multe milioane de ani n urm), Pmntul era format din gaz

i praf solar. n urma ciocnirilor cu meteori sau comete. ncet, ncet, metalele grele (nichel sau fier

s-au adunat, formnd nucleul planetar, n timp ce elementele mai uoare, care conin carbon, aurmas la suprafa. Pe msur ce masa planetar a nceput s creasc gazele grele au nceput s fie

captate n procesul de solidificare a rocilor. Gazele uoare captate de Pmnt, adic metanul,

amoniacul i hidrogenul au rmas la suprafa, formnd atmosfera originar a Pmntului, complet

lipsit de oxigen. Radiaia UV emise de Soare, foarte intens la nceput, a avut ca efect ruperea

moleculelor de metan sau amoniac i eliberarea de hidrogen, care, fiind foarte uor, nu a putut fi

reinut n atmosfer. Gazele care fuseser captate sub suprafaa terestr au nceput s fie eliminate,

mai ales ca urmare a erupiilor vulcanice, astfel nct n atmosfer au nceput s se acumulezebioxidul de carbon, azotul i vaporii de ap. Ca urmare a condensrii acestora din urmi a ploilor

grele i de lung durat s-au format oceanele. Cantiti mari de bioxid de carbon au fost astfel

ndeprtate din atmosferi transportate n roci sau n apa oceanelor. Prin fotoliza vaporilor de ap

i a CO2 s-a format oxigenul, la nceput n cantitate mic. Se crede la ora actual c viaa a aprut

n oceane sub forma unor tipuri de bacterii care supravieuiesc doar n medii lipsite de oxigen.

Abia dup ce au aprut primele forme de alge a nceput acumularea de oxigen n atmosfer, ca

produs rezultat n urma fotosintezei. n acelai timp acelai proces de fotosintez a dus la scderea

dramatic a procentului de CO2i la nlocuirea acestuia cu oxigen.

1.2 COMPOZIIA ATMOSFEREI

1.2.1 Mrimi caracteristice gazelor

concentraia volumic procentual, cV, a unui component gazos i, reprezintraportul dintre volumul ocupat de acesta i volumul ocupat de aer n aceleai

condiii:


5/131

5

aer

iV

V

Vc = [%] (1.2)

Aceast mrime se mai msoari n ppmv, pri volumice per milion.

concentraia masicprocentual, cm, este raportul dintre masa componentului gazosi i masa aerului:

aer

im

m

mc = [%] (1.3)

Relaia dintre cele dou concentraii este:

V

aer

im cc

= .

presiunea parial, pi, a unei componente gazoase, este presiunea gazului respectivdac ar ocupa singur ntreg volumul aflat la dispoziie. Gazele atmosferice respectlegea lui Dalton: orice component gazos al unui amestec de gaze ideale se distribuie

ntr-un volum dat independent de prezena celorlali componeni.

aeri

ii

V

TRmp

= (1.4)

aera

aa

V

TRmp

= (1.5)

Din (1.3) i (1.4) rezult:aerVi pcp =

concentraia particulelor de tip i, ni, adic numrul de particule din unitatea devolum.

i

ii

V

Nn = [m-3] (1.6)

1.2.2Aerul atmosferic

Aerul atmosferic este un amestec de gaze a crui compoziie variaz cu altitudinea. n

cmpul gravitaional al Pmntului moleculele de aer tind s cad, n timp ce datorit agitaiei

termice molecule de aer tind s se mprtie. Ca urmare, aerul atmosferic are o distribuie vertical

descris cel mai simplu printr-o lege exponenial de scdere a densitii cu nlimea. Limita

inferioar a acesteia este constituita din suprafaa Pmntului, unde densitatea este maxim, n

timp ce limita superioar se situeaz formal la 2000 km. Masa atmosferei este apreciat la 5 . 105 t,

ceea ce reprezint aproximativ o milionime din masa Pmntului i 1/300 din cea a hidrosferei.


6/131

6

Aerul natural are o mas molar medie de 28.9 kg/kmol i are n compoziie gaze de diferite

tipuri, care, dup timpul lor de via, se mpart n:

gaze permanente, al cror timp de via este practic infinit, reprezentate de gazelenobile (inerte din punct de vedere chimic):Ne,Ar,Kr,Xe

gaze cvasipermanente, al cror timp de via este de ordinul miilor de ani: N2, O2,He

gaze cu variaie lent, al cror timp de via este de ordinul anilor/lunilor: CO2, CO,H2, CH4, O3,N2O

gaze cu variaie rapid, al cror timp de via este de ordinul zilelor: SO2,H2S,NO,NO2,NH3

Tabel 1.1. Compoziia natural a aerului

Constituent Concentraia volumic

procentual

Masa

molar

Nitrogen (N2) 78.08 28.01

Oxigen (O2) 20.95 32.00

Argon (Ar) 0.934 39.95

Dioxid de carbon (CO2) 0.036 44.01

Neon (Ne) 0.00182 20.18

Heliu (He) 0.000524 4.00

Metan (CH4) 0.00015 83.8

Kripton (Kr) 0.000114 131.3

Hidrogen (H2) 0.00005 2.02

1.2.2.1Componenii principali

Masa atmosferei este concentrat n proporie de aproape 99.9 % sub altitudinea de 100 km;

mai mult de 90% din atmosfer se afl sub 20 km altitudine. Constituenii principali sunt:

Azotul molecular,N2, cu o concentraie volumic medie de 78%, care este un gazpasiv a crui proporie rmne nemodificat pn spre 100 km. La altitudini mai

mari el disociaz sub aciunea radiaiilor solare i se transform n gaz atomic.

Oxigenul molecular, O2, ce ocup 21% din aerul atmosferic, cu rol important din punct de vedere fizic n absorbia componentei UV din radiaia solar. Oxigenul


7/131

7

molecular disociazi el i, n urma reaciei dintre oxigenul atomic i cel molecular,

formeaz ozonul.

Argonul,Ar, n concentraie de 0.9%, care este un gaz nobil, inert.1.2.2.2Componenii minori (Urme)

Componenii principali nsumeaz 99.9% din aerul atmosferic (pentru altitudini de pn la

100 km). Restul de 0.1% este reprezentat de totalitatea celorlali constitueni gazoi, care includ

vaporii de ap, bioxidul de carbon (CO2), ozonul (O3), metanul (CH4), neonul (Ne), heliu (He) i

oxizi ai azotului.

Dioxidul de carbon, CO2, este un component natural al aerului, n concentraie volumic de

0.03% sau 300 ppmv. El absoarbe i radiaz energia termic n spectrul IR al acesteia. Acesta este

inert din punct de vedere chimic departe de suprafaa terestr. El este produs n mod natural la

suprafaa terestr ns i ca urmarea a activitilor umane. Arderile de combustibil au mrit

concentraia de CO2 din atmosfer. Se pare c creterea acestui constituent se situeaz la un nivel

de 15% n ultima jumtate de secol. Este tiut c acest gaz are proprietatea de a absorbi radiaia

emis de Pmnt i deci are efect de ser. Cu ct concentraia sa este mai mare cu att efectul de

ser devine mai important. Una din consecine este, se pare, creterea temperaturii globale din

ultimii ani, despre care unii oameni de tiin afirm ca se va accentua n viitor.

Vaporii de ap sunt cea mai important dintre componentele tip urm. Acetia sunt

concentrai ntr-un strat subire adiacent suprafeei Pmntului, de cca 2 km, ntr-un raport de

amestec de aproximativ 20 g/kg (definirea raportului de amestec se gsete n capitolul urmtor).

Apa este prezent n atmosfer sub toate formele posibile, lichid, solidi gazoas, i genereaz

cea nori, ploaie, ninsoare. Distribuia ei este foarte variabil att n spaiu (pe orizontal i

vertical) ct i n timp i depinde de relief, anotimp, localizare geografic, dinamica atmosferei,

etc. Concentraia apei (n spe a vaporilor de ap) variaz de la aproximativ 3% la suprafaa

Pmntului (ct este n ceaa cald) pn la 4-6 ppmv, sau 0.0004 0.0006 % n stratosfer.

Concentraia de vapori de ap variazi cu latitudinea, avnd maximul la Ecuatori descrescnduor ctre poli, unde concentraia lor este foarte mic (raport de amestec sub 5 g/kg). este un

element foarte important n nelegerea fenomenelor meteorologice i a climatului. Vaporii de ap

sunt activi din punct de vedere fizic, absorb i radiaz energia termic (energia radiativ din

domeniul IR) de la suprafaa Pmntului. Ei sunt elementul esenial n formarea norilor din

troposfer, n activarea i formarea unor particule din stratosfer, cum ar fi aerosolii i un anumit

tip de nori ce se formeaz la temperaturi foarte joase, norii polari stratosferici.

Ozonul, O3 este de o importan vital pentru omenire deoarece absoarbe radiaia UVduntoare, din domeniul 200-300 nm, mpiedicnd-o astfel s ajung la suprafaa Pmntului. Se


8/131

8

pare c ozonul a jucat un rol definitoriu n formarea atmosferei actuale a Pmntului. El se gsete

n proporie neglijabil n troposfer (0.000005 % sau 0.05 ppm) i atinge un maxim de

concentraie ce poate ajunge pn la valori de cca 10 ppm la altitudini de 20-30km, n stratosfera

joas. n acest interval de altitudini oxigenul molecular disociaz sub aciunea radiaiei UV, iar

oxigenul atomic rezultat interacioneaz cu cel molecular, dnd natere moleculei de ozon,O3.Cantitatea total de ozon dintr-o coloan vertical se exprim n uniti Dobson (UD), care este

msura grosimii ozonului din coloana respectivi reprezint nlimea, exprimat n miimi de

cm, pe care ar avea-o acea coloan dac tot ozonul ar fi adus lng suprafaa terestr la

temperatura i presiunea standard (0C i 1 atm). nlimea coloanei n acets caz ar fi de ordinul 1

4 mm. Valorile astfel exprimate variaz ntre 250 UD la Ecuatori 400 UD la latitudini mari la

echinox (primvara n emisfera nordic, toamna n cea sudic)

Ca urmare a aciunii radiaiei UV oxigenul molecular disociaz n oxigen atomic, care apoise recombin cu cel molecular formnd ozonul, dac exist un al treilea component (N2 or O2, cele

mai abundente dou molecule din atmosfer) care s preia excesul de energie eliberat prin aceast

reacie.

O2 + h 2 O

O2 + O + A O3 + A.

Mai departe, tot sub aciunea radiaiei UV, ozonul se rupe n oxigen molecular i oxigen

atomic.O2 + h O O2 + 2 O

Timpul de via al ozonului variaz mult cu altitudinea. n stratosfera joas acetsa este de

cteva sptmni i, deorece este mult mai mare dect scala temporal a micrilor atmsoferice

care este de 1 zi, distribuia este controlat mai ales de dinamica stratosferic. n troposfer ozonul

este distrus rapid i la fel se ntmpli n stratosfera superioar.

Prezena ozonului este i cauza nclzirii puternice a stratosferei. Dei ozonul se afl ntr-un

proces permanent de creaie i distrugere, concentraia de ozon este relativ constanti atinge la

altitudinea de 30 km, concentraii n jur de 5 x 1012 cm-3. Exist variaii importante ale cantitii de

ozon care se datoreaz mai ales fenomenelor de transport i, n mai mic msur, celor chimice.

Ozonul este produs i la suprafaa Pmntului, n dou moduri: arderea de biomas (arderile din

agricultur, pduri, jungl, savane, cmpii) i interaciunea dintre fumul industrial i radiaia

solar. Ozonul, a crui existen n stratosfer este vital, datorit capacitii sale de a absorabe

aproape n totalitate radiaiile UV, este duntor dac se afl n concentraii crescute la nivelul

troposferei datorita aciunii sale nocive asupra organismelor.

Metanul, CH4, se afl ntr-o proporie de cca. 1.7 ppmv i este concentrat n stratul inferior

al atmosferei. n apropierea surselor de metan exist zone care cu concentraii crescute de metan,


9/131

9

ns amestecul vertical este lent i limiteaz transportul metanului la altitudini mai mari sau n

zonele cu concentraii sczute. Metanul are timp de via lung i este distrus n urma reaciei cu

radicalul hidroxid OH.

Compuii azotului, NO i N2O, sunt produi naturali ai proceselor bacteriene din sol. Ei

rezult ns i ca urmare a activitilor umane de fertilizare a solurilor i de ardere acombustibililor fosili, procese care pot furniza pn la 25% din cantitatea total de oxizi de azot

din atmosfer. NO are rol n distrugerea catalitic a ozonului iar N2O are efecet de sear, ns mult

redus fa de vaporii de api CO2.

Gazele rare, neonul i heliul, sunt gaze inerte i se afl n concentraii de 20 ppmv,

respectiv 5ppmv.

O parte din componenii minori prezentai mai sus (CO2, vaporii de ap, metanul) precum i

altele produse artificial (clorfluorcarbon CFC) sunt gazele de ser deoarece sunt active ndomeniul absorbiei energiei radiaiei solare din domeniul de lungimi de und mici, UV i

mprtierii ei sub forma radiaiei de lungime de und mare, IR (energia termic).

1.2.2.3Aerul poluat

O component ce nu exist n mod natural n atmosfer sunt gazele industriale de tipul

clorfluorcarbon (CFC-10, 11 12), care sunt eliberate n atmosfer mai ales din anii 1950, cnd a

nceput folosirea lor pe scar larg. Aceste gaze sunt antropice i sunt stabile n troposfer.

Deoarece nu sunt solubile n ap nu sunt ndeprtate prin cderea precipitailor (proces care, dup

cum se v arat n capitolul 5, este un proces eficient de curare a atmosferei). Prezena lor n

atmosfer are un impact negativ puternic asupra concentraiei de ozon. Deoarece speciile acetsea

au timp lung de via, ele sunt transportate prin procesele convective verticale n stratosfer, unde

sunt disociate sub aciunea radiaiei UV. Clorul produs astfel cu O3 pe care l distruge. Se pare c

acesta este un proces important n scderea stratului de ozon de deasupra Antarcticii, dei cercetri

mai noi arat c dinamica stratosferic (evident independent de activitile umane) i norii foarte

nali din atmosfer par s joace un rol cel puin la fel de important.Creterea concentraiei uneia dintre componentele existente n mod natural n atmosfer sau

apariia altei componente, create n mod artificial, reprezint fenomenul de poluare. Componentele

poluante sunt primare, produse prin emisii directe, sau secundare, produse indirect n aer prin

diferite reacii i interaciuni ntre componentele naturale sau poluante.

Concentraia de bioxid de carbon a crescut de la cca. 280 ppm la 360 ppm, deci cu

aproximativ 30%. Aceast cretere se datoreaz mai ales interveniei umane, dei existi cauze

naturale, acestea din urm ns avnd efecte cu mult mai mici. Cauzele creterii suntdescompunerile de natur organic, incendiile forestiere, emisiile vulcanice, arderile de


10/131

10

combustibili fosili, despduririlor n scopul cultivrilor de cereale, schimbrile survenite n

acoperirile suprafeei Pmntului.

Cantitatea de metan a crescut cu 150%, creterea n cazul acestei componente avnd cauze

comune cu cele ale creterilor C02. Alte procese care produc metan sunt extraciile de gaz natural

i petrol, arderea de biomas, orezriile, creterea numrului de rumegtoare.O component care nu exista n perioada pre-industrial, cu efecte importante n special

asupra reaciilor de distrugere a ozonului, este cea a gazelor CFC (clorfluorcarbon) ce provin din

emisiile datorate frigiderelor, spray-urilor pe baz de aerosoli, ageni de curare, etc.

1.2.2.4Ionii

Ionii exist n troposfer n concentraii mici i sunt produi ca urmare a fulgerelor,

interaciunii razelor cosmice cu particulele atmosferice sau ca urmare a descompunerii elementelor

radioactive. Deoarece densitile lor sunt mici, rolul lor n procesele dinamice, termodinamice,

meteorologice din atmosfera joas este aproape nul. n anumite cazuri ns, considerarea lor este

esenial n explicarea unor fenomene, cum ar fi de exemplu formarea nucleelor de condensare, ce

contribuie la formarea norilor, n anumite cazuri.

La altitudini mai mari ei sunt rezultatul ionizrii gazelor neutre ca urmare a aciunii radiaiei

UV. Dup cum am specificat mai sus, concentraia lor crete ncepnd cu mezosfera, i mpreun

cu electronii, formeaz un gaz ionizat, plasma ionosferic. Procesele la aceste altitudini sunt

guvernate de interaciunea dintre plasma ionosferic i gazul neutru, n care rolul fiecrei

componente depinde de altitudine.

1.2.2.5Aerosolii

Aerosolii sunt particule lichide sau solide cu dimensiuni foarte variate ce acoper cca 1000

ordine de mrime (1 m 5 mm) aflate n suspensie n atmosfer. Aerosolii provin din surse

naturale (praf, sare de mare, erupii vulcanice) sau artificiale (origine antropologic) i sunt

produi direct (cenui vulcanice) sau indirect, n urma unor reacii chimice de conversie gaz particul (ca, de exemplu, transformarea bioxidului de sulf n particule mici lichide de acid sulfuric

n urma reaciei cu vaporii de ap) Rolul lor n atmosfer este crucial pentru c furnizeaz nucleele

de condensare ce duc la formarea norilor, att a celor din troposfer ct i a celor din stratosfera de

latitudine mare norii polari stratosferici. Acetia din urm au, dup cum am artat, un rol

important n formarea gurii de ozon din regiunea polar. Efectul lor asupra bugetului radiativ al

Pmntului este de asemenea important, dat fiind c ei reflect radiaia solar din domeniul vizibil

i absorb energia termic (IR) emis de Pmnt i atmosfer.


11/131

11

1.3 DISTRIBUIA PRESIUNII

1.3.1 Distribuia presiunii n plan vertical

1.3.1.1Aproximaia hidrostatic.

Presiunea variaz n plan vertical ca urmare a echilibrului ntre atracia gravitaional

asupra atmosferei i tendina de expansiune a gazelor. Atmosfera se afl n echilibru hidrostatic,

adic presiunea pe o suprafa este egal cu greutatea coloanei de aer de deasupra acelei suprafee.

=z

dzgzp )(

Se delimiteaz un volum de fluid, de suprafa S i nlime dz. La echilibru hidrostatic,

forele de presiune din interiorul fluidului sunt echilibrate de fora de greutate:

Fp+dp + Fp + G = 0.

gVgmSpSpp dd)d( ==+

Deoarece dV= Sdz, rezult:

dzgdp = (1.16)

GFp+dp

Fp

dz

Fig. 1.1. Echilibrul hidrostatic

Pentru aerul uscat, care este aproximat cu un fluid ideal,

zgTR

pp

TR

p

aa

a dd == .

Atunci presiunea se obine prin integrarea relaiei de mai sus ntre nivelul de referin,z= 0,

p(0) =p0, i nivelulz,p(z) =p :

==p

p

z z

aa TR

zgT

p

p

TR

zg

p

p

0 0 00

dln

dd

sau


12/131

12

=

z

aTR

zg

epp 0d

0 , (1.17)

relaie care se numete formula barometric.

Pentru determinarea lui p este necesar cunoaterea dependenelor de altitudine a

temperaturii i acceleraiei gravitaionale, )(),( zgzT . Ultima poate fi considerat constant nlimitele troposferei, astfel nct singura necunoscut rmne temperatura. n funcie de variaia

acesteia exist cteva tipuri de atmosfere.

1.3.2Tipuri de atmosfere

n funcie de variaia parametrilor fizici (temperatur, densitate) cu altitudinea, atmosfera

poate fi de mai multe tipuri, ntre care cele mai utilizate n calculele atmosferice sunt:

Atmosfera politrop temperatura descrete liniar cu altitudinea, gradientul vertical altemperaturii este constant:

ctz

T==

d

d, zTT =

0.

innd cont de (1.17), se obine c presiunea la o altitudine oarecare este dat de formula

hipsometric:

aa R

g

T

T

p

p

R

g

T

zTpp

=

=

000

00 sau , (1.18)

Atmosfera izoterm - temperatura este constant, T = constant. Atunci presiunea depinde

de altitudine dup legea:

H

z

epp

= 0 , (1.19)

unde H este scala nlimilor,

gTRH a= ,

a crei valoare pentru temperatura medie global a atmosferei este de aproximativ 7.5 km dar care

variaz puternic cu nlimea. Relaia de mai sus este extrem de util n aprecierea scderii

presiunii cu altitudinea.

Atmosfera omogen - densitatea atmosferic rmne constant, 0 =

( )0000 dd zzgppzgp == ,

adic presiunea scade liniar.


13/131

13

1.3.3 Distribuia presiunii n plan orizontal

n plan orizontal presiunea are variaii importante care duc la formarea unorformaiuni de

relief baric, cu rol determinant n evoluia vremii.

dp

+ dp

Gp

GpGp

Fig. 1.2. Linii izobare (p dp,p,p + dp) i gradientul baric

Distribuia presiunii n plan orizontal formeaz relieful baric. Suprafeele izobare sunt

locul geometric al punctelor de egal presiune. Linia izobar este locul geometric al punctelor de

presiune egal dintr-un plan. Se definete gradientul baric orizontal ca fiind variaia presiunii pe

unitatea de lungime pe direcia normal la liniile izobare, n direcia scderii presiunii:

np 1Gn

pdd= (1.20)

1.3.3.1Forme principale ale reliefului baric

Anticiclonul sau maximul de presiune este o regiune delimitat de linii izobare circulare

nchise n care presiunea este mai ridicat dect n jur.

Ciclonul, depresiunea sau minimul de presiune este regiunea delimitat de linii izobare

nchise n care presiunea este mai sczut dect n jur.

1.3.3.2Forme secundare ale reliefului baric

Dorsala este regiunea de presiune ridicat, delimitat prin izobare deschise curbe (n forma

literei U) de regiuni de presiune mai mic.

Talvegul este regiunea de presiune mic delimitat prin izobare deschise ascuite (forma

literei V) de regiuni de presiune mai mare.

aua barometric este o regiune de presiune mare, nconjurat de doi cicloni i doi

anticicloni aezai n cruce, n care izobarele sunt sub forma unor hiperbole conjugate.

Culoarul depresionar este regiunea de presiune cobort care unete mai muli cicloni.


14/131

14

Brul anticiclonic este regiunea de presiune ridicat ce leag mai mult anticicloni.

Aceste forme de relief baric se ntlnesc att la suprafa ct i la nlime, avnd efecte

importante asupra vremii care vor fi descrise (n parte), n urmtoarele capitole.

+ dp

dp

Gp

M

dp

p

+ dp

Gp

D

Fig. 1.3. Anticiclon (M) stnga i ciclon (D) dreapta

Dorsal

dp

+ dp

Talveg

dp

+ dp

Fig. 1.4. Dorsala i talvegul

Culoardepresionar,presiune mic

D

M D

M

Bruanticiclonic,presiune mare

A

D

D M

M

Fig. 1.5. Forme secundare de relief. Sgeile indic sensul de scdere a presiunii.


15/131

15

2. TERMODINAMICA ATMOSFEREI

2.1 PROCESE ADIABATE ALE AERULUI USCAT

2.1.1 Ecuaia de stare

Pentru a studia diferite procese din atmosfer se consider, n general, un volum de aer,

delimitat virtual de mediul nconjurtor, de volum V, masm i presiune p, numit particul de

aer. Aerul atmosferic este compus din gazele atmosferice i din vapori de ap. Vaporii de ap pot

trece dintr-o faz n alta, modificnd esenial proprietile unei mase de aeri derularea proceselor

atmosferice. Aerul atmosferic este denumit aer umed iar aerul uscat este aerul n care nu exist

vapori de ap. Aerul uscat este considerat ca gaz ideal i ca urmare ecuaia de stare pentru aerul

uscat este cunoscuta ecuaie de stare a gazului ideal:

pV = RT. (2.1)

Pentru unitatea de mas de aer uscat, m = 1 kg, ecuaia de stare devine:

RTpV=

sau, introducnd constanta redus a aerului uscat,

KkgJ05,287==a

a

RR

rezult

pV=RaT. (2.2)

sau, pentru o mas oarecare:

p=RaT,

unde = V/m este volumul specific.

Aerul atmosferic este un amestec de gaze ideale. Presiunea amestecului, innd cont de

legea lui Dalton, este

i

i

i

ii

i

i

RR

V

TRppp

=== siunde,

iar masa molar a aerului uscat este


16/131

16

=

i

i

i

ii

a

.

Cldura schimbat n timpul unui proces este dat de primul principiu al termodinamicii:

VpUQ dd+=

care se mai poate scrie:

dd puQ += ,

unde este volumul specific, = V/m iaru este energia intern pe unitatea de mas.

La presiune constant aceasta este:

Q = cpdT

iar la volum constant,

Q = cVdT +pda.Mrimile cV, cu valoarea 718 J K

-1 kg-1 ,i cp, 1004 J K-1 kg-1, sunt cldurile specifice ale

aerului uscat la volum, respectiv presiune, constante.

2.1.2 Procese adiabate ale aerului uscat

Procesele ce au loc n atmosfer pot fi aproximate, la modul general, prin procese

adiabate. n cursul unui proces adiabatic un sistem termodinamic nu primete i nici nu cedeaz

cldur: Q = 0. Un astfel de proces are loc fie dac el se deruleaz att de rapid nct schimbul decldur nu are loc, fie dac sistemul este izolat termic. Procesele adiabate pot fi reversibile i

ireversibile (n ultimul caz energia sistemului, alta dect cldura, nu se conserv). Procesul

adiabatic reversibil este i izentropic deoarece, innd cont de definiia entropiei:

TdSrev = Qrev,

Q = 0 implicS= constant.

n apropierea suprafeei Pmntului exist schimb permanent de cldur cu suprafeele

terestre, astfel nct procesele sunt diabatice .La nivelele superioare aerul este departe de surselecalde i reci deci se poate neglija schimbul de clduri procesele atmosferice se pot considera

drept adiabate.

n procesele adiabate temperatura depinde de altitudine aa cum depinde de altitudine

temperatura unei mase de aer uscat care se deplaseaz adiabatic, deci fr schimb de cldur, i

cvasistatic pe vertical n sus.

Conform principiului I al termodinamicii:

0dd =+= puQ


17/131

17

sau, deoarece du = cv dT, pentru un kmol de gaz, = 1, i innd cont de ecuaia de stare a

termodinamicii rezult:

+=

dR

T

dTcT aV0 . (2.3)

Difereniind ecuaia de stare: dTRdppd a=+ , rezult:

TRp

dpdp ad=

+

sau

p

dp

T

dTd=

.

Revenind la relaia (2.3)

=

+=p

pR

T

TcT

p

pR

T

TR

T

TcT apaaV

ddddd0 ,

deoarece cp = Ra + cV. Deci, pentru procese adiabate

p

dp

c

R

T

dT

p

a= . (2.5)

care, integrat pentru o mas constant de gaz, are rezultatul:

constant=

p

a

c

R

Tp (2.6)Pe de alt parte, n aproximaia hidrostatic, cel mai des folosit,

zTR

pgzgp

a

ddd ==

i deci (2.5) devine

pap

a

c

g

Rc

gR

dz

dT==

Gradientul vertical de temperatur pentru procese adiabate ale aerului uscat, pe scurtgradientul adiabatic uscat, a, este:

p

ac

g

dz

dT== (2.7)

i are valoarea 0,098 C m-1 sau, n uniti de temperatur pe suta de metri, aa cum este el

exprimat n general, a = m100C98,0 0 . Gradientul adiabatic uscat reprezint variaia temperaturii

masei unitare de aer uscat la deplasarea pe unitatea de lungime a verticalei. La urcarea/coborrea

adiabatic pe vertical aerul se rcete/nclzete cu 1C pe 100 m.


18/131

18

Reprezentarea grafic a variaiei temperaturii este o dreapt de pant aproximativ 45

ntr-un sistem de axe n care pe abscis sunt temperaturile iar pe ordonat se afl altitudinea avnd

ca unitate 100m (fig. 2.1).

45

t (C)

z(100m)

Fig. 2.1. Variaia temperaturii n procesul adiabatic uscat

2.1.3 Temperatura potenial

n studiul proceselor atmosferice trebuie cunoscut, n anumite situaii, temperatura unei

particule de aer dac ea ar fi supus unei transformri adiabate care s-i modifice presiunea de la

valoarea sa iniial pn la o valoare dat a presiunii, 1000 hPa, numit presiune de referin.

Aplicnd ecuaia (2.6) ntre dou stri, (p,V, T) i (p0, V0, T0) ale particulei de aer, se obine:

pC

R

p

p

T

T

= 00 (2.8)

cunoscut sub numele de ecuaia Poisson.

Pentrup0 = 1000 hPa, se definete mrimea denumittemperatura potenial, :

pCR

pT

=

1000 (2.9)

Temperatura potenial a unui gaz este temperatura pe care ar avea-o acest gaz dac ar fi

comprimat sau destins adiabatic pn la presiunea de 1000 hPa.

Ecuaia (2.9) se logaritmeazi difereniazi se obine:

)lnd()lnd()lnd( pRTcc app =

Dac se ine seama de faptul (artat mai sus) c

= p

p

RT

T

cTQ apdd


19/131

19

i de exprimarea principiului al II-lea al termodinamicii pentru procese reversibile, dST

Q=

, se

obine:

Scp d)(lnd = .

Pentru procese reversibile ale aerului uscat, pe scurt procese reversibile uscate, uscate,variaia relativ a temperaturii poteniale este proporional cu variaia entropiei iar conservarea

entropiei asigur conservarea temperaturii poteniale. Ca urmare, temperatura potenial, fiind un

parametru conservativ pentru aerul uscat, joac un rol foarte important n meteorologie, care deriv

din rolul proceselor adiabatice n atmosfer. Temperatura potenial este un parametru important

pentru procesele dinamice deoarece, spre deosebire de temperatur, aceasta crete cu altitudinea,

indiferent de proces.

Mrimile conservative sunt importante n meteorologie ntruct descriu originea i istoriamaselor de aer. Dup cum arat ecuaia (2.5), variaiile presiunii i temperaturii vor avea acelai

semn; astfel, comprimarea adiabatic, adic creterea presiunii de-a lungul traiectoriei particulei de

aer, este nsoit de nclzirea particulei de aer, n timp ce destinderea adiabatic determin rcirea

aerului. Temperatura potenial, n schimb, rmne constant. Acest lucru nu mai este adevrat

pentru aerul umed saturat, dup cum se va vedea mai jos.

2.2 AER UMED. UMIDITATEA

Aerul umed este amestecul de aer uscat i vapori de ap, a cror concentraie determin

felul climei, valorile temperaturii, variaiile acesteia. Vaporii de ap pot fi saturani, i n acest caz

aerul umed este saturat, sau nesaturani i atunci aerul umed este nesaturat. Masele molare ale

componentelor sunt: a = 28,96 kg/mol (pentru aer uscat) i v = 18,016 kg/mol (pentru vapori).

Fiecare component poate fi considerat ca un gaz ideal, pentru care se introduce constanta redus

a gazelor:

KkgJ5,461==v

v

RR

.

Principala diferen ntre apa n stare lichid, gazoasi solid este energia cinetic medie

per particul. ntr-o viziune foarte simpl, moleculele au energie cinetic maxim n stare gazoas

(deci vapori) i minim n stare solid (gheaa). Trebuie adugat aici c dei temperatura de 0C

este cunoscut drept temperatura de nghe a apei iar cea de 100C drept temperatur de fierbere,

acets lucru nu este adevrat peste tot n atmosfer, tiut fiind c exist ap n stare lichid la mult

sub 0=C (ap suprarcit). Trecerile dintr-o faz n alta depind foarte mult de existena nucleelor


20/131

20

de condensare sau de nghe iar definiia celor dou puncte de pe scara Celsius se refer la

condiiile normale de la suprafaa Pmntului. La trecerea apei dintr-o stare n alta se degaj sau se

absoarbe energie. Dup cum se tie, la condensare se degaj energie (energia cinetic a

moleculelor scade i deci, conform principiului conservrii energiei, o parte din aceasta se

transform n energie caloric) n timp ce la evaporare se absoarbe energie (necesar creteriienergiei cinetice a moleculelor la trecerea din stare lichid n stare gazoas). Condensarea

vaporilor de ap ntr-o regiune duce la eliberare de energie latent care la rndul ei nclzete aerul

nconjurtor. Ca urmare acesta se va ridica mai repede i astfel iau natere diferite fenomene

atmosferice (intenisficare de vnt, furtuni)

2.2.1 Mrimi caracteristice aerului umed

Coninutul de vapori de ap se exprim n termeni de presiune sau de densitate.Presiunea de echilibru a vaporilor, e, este presiunea parial a vaporilor aflai ntr-un volum

oarecare de aer umed. Aerul umed devine saturat cnd coninutul su de vapori de ap este n

echilibru dinamic cu suprafaa de ap sau de ghea cu care se afl n contact, adic atunci cnd

rata de condensare a vaporilor devine egal cu rata de evaporare. Presiunea parial a vaporilor de

ap din aerul umed saturat poart numele de presiune de echilibru sau de saturaie. Dac

presiunea acestuia estep, atunci presiunea aerului uscat va fip e. Valoarea presiunii de echilibru

depinde de faza n care se afl apa i de forma i temperatura suprafeei de evaporare. Cndsuprafaa este plan presiunea de saturaie a vaporilor are valoarea maxim, Eplan. Pentru o

suprafa sferic presiunea de echilibru este mai mic, , Eplan >Esf. Pentru o temperatur dat,

presiunea maxim a vaporilor n raport cu apa este mai mare dect n raport cu o suprafa identic

de ghea,Eap>Eghea. Altfel spus, aerul se satureaz mai repede dac este n contact cu gheaa

sau aerul saturat n raport cu apa este suprasaturat n raport cu gheaa. n plus, presiunea de

echilibru a vaporilor depinde de temperatura suprafeei cu care se afl n contact.

Umiditatea relativ, U, este mrimea fizic, exprimat n procente, ce reprezint raportul

dintre presiunea parial a vaporilor de ap la momentul observaiei (presiunea real) i presiunea

maxim de echilibru n raport cu o suprafa plan a vaporilor, corespunztoare temperaturii la

care se face observarea.

100=planE

eU [%] (2.10)

Aceast mrime arat ct de aproape de saturaie este aerul umed nesaturat. Umiditatea

relativ poate crete in doua moduri: prin creterea cantitii de vapori de api deci a presiunii

pariale a acestora (de exemplu aa cum se poate petrece deasupra ntinderilor de ap) sau prin

variaia temperaturii. Pentru o particula de aer umed al cror coninut de vapori este constant o


21/131

21

descretere n temperatura aerului determin o cretere n umiditatea relativa si invers. n

troposfer se atinge rareori o umiditate de peste 100%. n nori, n schimb, are loc foarte des

fenomenul de suprasaturaie din mai mult motive

Umiditatea absolut, a, este mrimea fizic ce msoar masa vaporilor de ap coninut n

unitatea de volum a aerului umed.

au

v

V

ma = [g/cm-3] (2.11)

Vaporide ap

Vaporide ap

Vaporide ap

emperatura

10 C

20C

30C

Umiditatearelativ

100%

50 %

30 %

Fig. 2.2. Creterea umiditii pentru un coninut constant de vapori.

Deoarece vaporii de ap din aerul umed nesaturat pot fi aproximai cu un gaz ideal, se poate

scrie legea gazelor ideale:

TRmRTm

Ve vvv

vau ==

RT

e

TR

e

V

ma v

vau

v === (2.12)

Umiditatea specific, q , este mrimea fizic ce exprim masa de vapori ce revine

umiditii de mas de aer umed :

+==

av

v

au

v

mm

m

m

mq (2.13)

adic, deoarece volumul estre acelai,

av

v

q

+= ;

dar


22/131

22

TR

e

RT

e

v

vv ==

i

( )RT

ep

TR

ep a

a

a

=

= .

Rezult

( ) ( ) avv

av

v

epee

RT

ep

RT

eRT

e

q

+

=

+= ,

adic:

( )

=+

=

a

va

v

a

va

v

ep

e

epe

eq

1

sau

ep

eq

378,0622,0

= . (2.14)

Pentru situaiile reale presiunea vaporilor este mereu mult mai mic dect cea total, i

atunci, deoarece pe


23/131

23

Oricum, cantitatea de vapori este foarte mic, chiari n aerul foarte cald i umed. O valoare

tipic pentru troposfer a umiditii specifice (egal, practic, cu raportul de amestec) este 10-2 sau

10g/kg.

Deficitul de umiditate, d , reprezint diferena ntre presiunea maxim a vaporilor la

temperatura aerului umed i presiunea parial a acestora:eEd =

Punctul de rou, , este temperatura la care ar trebui rcit aerul umed la presiune

constanti coninut constant de vapori, pentru a se obine saturarea sa n raport cu o suprafa

plan de ap pur. Ea depinde de altitudine iar variaia sa cu altitudinea se numete gradientul

punctului de rou, r

Coninutul de ap precipitabil este adncimea stratului de precipitaii care ar rezulta n

urma precipitrii integrale a vaporilor de ap dintr-o coloan de aer din ntreaga atmosfer. Ea se

poate determina din profilele de umiditate furnizate de radiosonde.

2.2.1.1 Msurarea umiditii

Determinarea umiditii se face cu ajutorul psihometrelor, higrometrelor, higrografelor, i a

radiosondelor.

Msurarea umiditii cu psihometrul se bazeaz pe determinarea presiunii vaporilor de ap.

El este alctuit practic din dou termometre, unul care msoar temperatura aerului i celalalt care

are rezervorul nfurat ntr-o bucat de pnz umezit pn la saturaie. Simultan au loc dou

procese, unul de evaporare a apei din pnza iar cellalt de condensare a vaporilor de apa din

atmosfer pe pnza rece. Att timp ct primul este dominant, se cedeaz cldur latent aerului

nconjurtor, astfel nct termometrul va nregistra coborrea temperaturii. Aceasta scade pn

cnd se realizeaz echilibrul ntre cele dou fluxuri, adic pn cnd aerul din jurul rezervorului

este saturat. Diferena dintre cele dou temperaturi este cu att mai mic cu ct umiditatea este mai

mare. Cantitatea de vapori este mic, saturarea este atins repede i deci i cldura cedat prin

evaporare este mic. Fiecrei temperaturi i corespunde o anumit presiune parial a vaporilor de

ap iar valorile se iau fie din tabele fie din curbe ale presiunii de saturaie funcie de temperatur.

Folosirea higrometrului se bazeaz pe msurarea punctului de rou. Aerul din apropierea

suprafeei pe care se afl un termometru este rcit adiabatic pn cnd se satureaz i are loc

condensarea. Se nregistreaz temperatura i se citete valoarea presiunii din tabele.

2.2.2 Temperatura virtual

Se consider o particul de aer umed nesaturat avnd volumul auV , presiuneap = pa + e

i temperatura T, undep este presiunea total a masei de aer considerate,pa este presiunea aerului


24/131

24

uscat iare este presiunea vaporilor. Masa aerului umed este maun care masa vaporilor de ap este

vm , iar a aerului uscat este am , astfel nct

vaau mmm += . (2.18)

La presiune i temperatur normale, aerul uscat i aerul umed nesaturat se pot considera

gaze ideale i se supun ambele (separat) ecuaiei termice de stare Clapeyron-Mendeleev.

TRmVp vavava ,,, =

TR

ep

TR

p

aa

aa

== i

TR

e

v

v = (2.19)

nlocuind relaiile de mai sus n (1.15), mprit prin Vau:

=+=

a

v

a

vaaup

e

TR

p

11 (2.20)

Deoareceau

auau

V

m= , rezult:

=

a

v

au

p

e

TmpV

11

n general, pe


25/131

25

Comparnd ecuaia (2.15) cu ecuaia (2.11) se observ c densitatea aerului umed este mai

mic dect densitatea aerului uscat:

a

ava

auTR

p

TR

p =

2.2.3 Distribuia umiditii n stratul limit planetar

Umiditatea are o marj larg de valori, distribuia i valorile locale fiind foarte diferite.

Factorii care influeneaz umiditatea sunt, printre altele, diverse fenomene fizice care au loc n

atmosfer, distribuia florei, a reelei hidrografice, a mrilor i oceanelor. Totui, exist cteva

reguli generale. n regiunile ecuatoriale, presiunea parial a vaporilor de ap are valori mai

ridicate (30 mb). Cu creterea latitudinii geografice, presiunea parial scade, cele mai mici valori

nregistrndu-se la poli: 0,03 mb. Exist, de asemenea, o variaie a aceleiai presiuni, cu cretereaaltitudinii, astfel nct se poate introduce gradientul vertical al umiditii, care se definete prin

variaia presiunii pariale a vaporilor pe unitatea de nlime:

dz

dee = (2.24)

n general, n atmosfera liber, umiditatea scade repede cu altitudinea, n stratul adiacent

(limit).

Existena unui 0>e , deci a unei umiditi care crete cu altitudinea, presupune difuzia

vaporilor pe vertical, n sus, ceea ce induce o evaporare la suprafaa Pmntului. Dac 0


26/131

26

Q = dU + pdV = CVdT + RdT Vdp,

unde este numrul de moli, egal cu m/. Folosind ecuaia de stare, relaia Mayeri definiiile

cldurilor specifice, se obine c:

p

pTmRTmcQ ap

dd = (2.26)

Relaia (2.26) se aplic pentru vaporii de api pentru aerul uscat i se obine:

ep

epTRqTcqQ apaa

=

'

)'(d')1('d)1( (2.27)

e

eTqRTqcQ vpvv

d''d = (2.28)

Reamintim c presiunea vaporilor este mult mai mic dect cea total, e


27/131

27

pa

pv

a

v

c

cqq

R

Rqq

A

+

+

=

1

1

.

n condiii normale q 0.04,Rv = 1.6Ra, cpv = 1.83 cpa, i atunciA1. Deoarece particulaconsiderat este delimitat numai virtual de mediul nconjurtor iar micarea este cvasistatic, T =

T i deci una. Variaia temperaturii particulei de aer umed nesaturat este aproape similar cu

variaia temperaturii unei particule de aer uscat n acelai tip de micare adiabat pe vertical.

Aceasta arat c aerul umed nesaturat se comport practic la fel ca aerul uscat.

2.2.5 Procese adiabate ale aerului umed saturat

O mas de aer umed nesaturat aflat n micare vertical ascendent, poate atinge prin rcirepuntul de rou. n acest moment vaporii condenseaz, devin saturani i pot avea loc dou tipuri

de procese: produsele rezultate n urma condensrii rmn n interiorul particulei iar procesele

sunt reversibile sau produsele rezultate prsesc volumul considerat iar procesul este ireversibil.

n procesele reversibile coninutul total de ap nu se modific, ns se modific raportul dintre

vapori i lichid. n timpul procesului are loc condensarea vaporilor de api deci exist o cldur

latent ce este schimbat n interiorul sistemului termodinamic (particula de aer umed saturat).

pseudoadiabatic. n cele ce urmeaz va fi prezentat cazul proceselor adiabate reversibile. Variaiile

temperaturii se datoreaz parial destinderii sau comprimrii aerului i parial datorit eliberrii de

cldura latent. Cldura latent datorat condensrii vaporilor de ap compenseaz rcirea datorat

destinderii aerului prin rcire.

Se consider din nou o mas de aer umed saturat, de masmau = 1g, ceea ce nseamn cma

= 1 q, mv = q dar q n acest caz nu mai este constant. n urma procesului de condensare

condenseazo mas dq de vapori (exprimat n grame), atunci cldura primit de aerul uscat este:

qp

p

TRTcQ condapaa d'

'd

''d += (2.34)

unde condeste cldura latent de condensare.

Pentru procesele adiabatice Q = 0i ca urmare:

qcp

pT

c

RT

pa

cond

pa

a d'

'd'd'd

= (2.35)

Din condiia echilibrului hidrostatic i din faptul ci n acest caz se presupune c micarea

este cvasistatic,p (particul) =p (mediu):


28/131

28

T

z

R

g

p

p

p

p

a

dd

'

'd== (2.36)

Variaia temperaturii masei de aer umed saturat va fi:

q

c

z

T

T

c

gT

pa

cond

pa

dd'

'd

=

Gradientul de temperatur adiabatic umed,dz

dTv = va fi:

z

q

cT

T

c

g

pa

cond

pa

v d

d'+=

(2.37)

Umiditatea specific este:

'622,0

p

Eqsat = .

Prin logaritmarea i diferenierea ecuaiei, se obine:

z

p

pz

E

Ez

q

q

sat

sat d

'd

'

1

d

d1

d

d1= (2.38)

Presiunea p = p i, folosind (2.36), rezult

+=

TR

g

z

E

Eq

z

q

ad

d1

d

d(2.39)

nlocuind (2.39) n (2.37) se obine:

'd

d1

'

T

E

Ec

q

qTR

g

cT

T

p

scond

sat

apa

conda

u

+

+

=

sau

'd

d1

'

T

E

Ec

q

TRq

TT

cg

p

scond

a

scond

pa

u

+

+

=

. (2.40)

Deoarece T Tip

Eqs 622,0= rezult:

T

E

cp

TR

Ep

p

E

T

E

Ec

p

E

TR

pa

cond

a

cond

a

p

cond

a

cond

a

v

dd622,0

622,0

622,0dd1

622,01

+

+

=+

+

= (2.41)


29/131

29

Variaia presiunii vaporilor saturai n funcie de temperatur, dE/dTse obine din ecuaia

Clausius Clapeyron:

a

condcond

RT

E

TdT

dE2

== - (2.42)

Notnd

TR

Ea

a

cond622,0= iTc

aTR

E

cb

pa

cond

apa

cond ==2

2

622,0 , (2.43)

variaia temperaturii aerului umed saturat cu altitudinea este dat de:

bp

apau +

+=


30/131

30

Determinarea nivelului la care ncepe condensarea pentru determinarea bazei norilor, hc,

este important pentru evaluarea condiiilor de apariie a sistemelor noroase ntr-o atmosfer

instabil din punct de vedere termodinamic.

La altitudini mai mici dect cea la care loc condensarea, temperaturile sunt:

zTT a= 0 , iar zr+= 0 (2.44)

unde r = d/dzeste gradientul termic vertical al punctului de rou. La altitudinea la care are loc

condensarea,z = hc, temperaturile devin egale

rcc hhTT +=+= 00

deci nivelul de condensare este

ar

c

Th

= 00

Cnd se atinge temperatura de condensare, T = . umiditatea specific este

p

Ezq 622,0)( =

Pentruzhc, q este constant i deci, prin difereniere:

z

p

pz

E

E d

d1

d

d

d

d1=

innd cont de ecuaia echilibrului hidrostatic i de faptul c micarea este cvasistatic,

TR

g

z

p

p a=

d

d1,

se obine, introducnd ecuaia Clapeyron Clausius (2.42):

TR

Rg

a

v

cond

r

2

= (2.45)


31/131

31

Variaia temperaturiiVariaia temperaturii

Variaiatemperaturii

u

Aer saturat

hc

nivel de condensare

Variaia

temperaturii,a

Aer nesaturat

t (C) U (%)

U = 100%

Variaiapunctului de

rou, u

Fig. 2.3. Variaia umiditii (dreapta) corespunztoare unui profil vertical umed nesaturat(sub nivelul de condensare) i umed saturat.

Pentru valorile numerice:Rv = 1,6Ra, = T= 280 K, g = 9,8 m/s2, = 600 cal/g, se obine

mCr 100/17,00= i hc = 121 (T0 - 0)m.


32/131

15


33/131

36

2.3 CEAA I NORII

Vaporii de ap din atmosfer pot condensa (apa trece din stare gazoas n stare lichid) sau

pot desublima (apa trece din stare gazoas n stare solid). Tranziia de faz a vaporilor ctre

celelalte dou forme, lichidi gazoas, are loc atunci cnd umiditatea este de cel puin 100 %,

adic atunci cnd vaporii de ap din atmosfer devin saturani. Dac punctul de rou este sub

temperatura de 0C, atunci acesta devine punct de nghe iar vaporii de ap se transform n

particule de ghea. Pentru ca tranziiile de faz s aib loc trebuie s existe suprafee de

condensare (ngheare sau desublimare). n atmosfer aceste suprafee sunt cele ale particulelor de

praf, fum, sare, sau, n lipsa acestora, ionii pozitivi din atmosfer, efect al interaciunii radiaiilor

cosmice cu atmosfera. Toate acestea se numesc nuclee de condensare. Dac aceste nuclee lipsesc

sau nu sunt n concentraie suficient, atunci are loc suprasaturarea, iar condensarea are loc la

umiditate relativ mai mare de 100%.

Ceaa i norii au structur asemntoare, ambele sunt aglomerri de picturi de ap rezultate

n urma condensrii vaporilor existeni n atmosfer. Ceaa rezult atunci cnd condensarea are loc

n apropierea suprafeei Pmntului, n timp ce norii se formeaz n urma condensrii la nlime.

Transformarea vaporilor de ap n picturi se face n dou moduri: prin creterea umiditii, deci

prin creterea cantitii de vapori de ap din atmosfer i prin procese care necesit variaiatemperaturii dar care las nemodificat cantitatea de vapori. Atingerea punctului de rou n

condiii de umiditate constant se poate face prin mai multe procese: prin rcire, prin ascensiunea

aerului pn la nivelul de condensare sau prin advecie (transport orizontal).

2.3.1 Norii

Norii sunt suspensii de picturi de ap, picturi de ap suprarcit (la temperaturi sub 0C),

cristale de ghea sau un amestec ale acestora. Ca urmare a reflectivitii acestora ei joac un rol

cheie n bugetul radiativ al Pmntului i n variabilitatea climatic, aa cum se va arta n

capitolul urmtor. n regiunile n care temperatura este sub punctul de nghe se formeaz cristale

de ghea. Oricum, dac mediul este perfect curat, picturile de ap exist chiar dac temperatura

este sub punctul de nghe. Apa n stare lichid se numete, n acest caz, ap suprarcit, i are rol

principal n declanarea procesului de formare a norilor. n general norii se formeaz n condiii de

suprasaturaie, atins prin rcire adiabat. Norii se pot forma prin dou tipuri de nucleaie:

eterogen, n care formarea lor necesit existena unor nuclee de condensare omogen, prin unirea (coalescena) mai multor particule


34/131

37

Deoarece presiunea maxim a vaporilor este mai mare n raport cu apa dect n raport cu

gheaa, prezena gheii accelereaz atingere saturaiei i deci formarea norilor este mai rapid sau

are loc mai uor n prezena particulelor de ghea. Dac apa suprarcit dintr-un nor se

transform n particule de ghea, procesul de formare a precipitaiilor este mai eficient. Apa

suprarcit este foarte instabil, astfel nct va nghea la primul contact cu o particul de gheasau dac rcirea continu pn sub temperatura critic. La nghearea apei suprarcite se elibereaz

cldur care este preluat de nor, ceea ce duce la creterea duratei sau a extinderii sale.

Pentru ca precipitaiile s cad dintr-un nor trebuie ca particulele s fie suficient de mari

astfel nct s nu se evapore la cderea prin nor sau pn la atingerea suprafeei. Exist dou

procese prin care are loc creterea particulelor: procesul de ciocnire-coalescen i procesul

Bergeron. Primul proces, mai puin eficient, are loc atunci cnd particulele se ciocnesc unele de

altele (ca urmare a micrii lor) i se lipesc unele de altele, formnd particule mai mari. Al doileaproces are loc numai n norii n care exist particule de gheai se explic prin faptul c vaporii

de ap condenseaz mai uor pe o suprafa de ghea dect pe o suprafa de ap lichid. Astfel

particulele de ghea cresc mai repede dect particulele de ap (acesta este explic faptul c o

ploile toreniale de var sunt precedate de cderi de grindin).

Norii se pot menine dac evaporarea apei, care loc permanent n nor, sau cderea

precipitaiilor sunt compensate de condensarea altor vapori de ap, adui prin cureni ascendeni.

Picturile mai mici au raza mai mic i deci Evident, dac predomin evaporarea, norii dispar.

Vntul are i el un rol important, accelernd evaporarea prin amestecul acestora cu mase de aer cu

umiditate sczuti modificnd forma norilor. Observarea norilor se poate face de pe Pmnt prin

observare direct, cu ajutorul radarelor meteorologice i din satelii, din estimri ale energiei

radiaiei din domeniul IRi vizibil.

Dac particulele sunt mici atunci curbatura lor este mare iar presiunea de satura ie este mai

mare. Ca urmare, se formeaz mai nti picturi mari, care sunt i grele i deci pot cdea din nori si

atinge solul fr s se evapore.

2.3.1.1 Mecanisme de formare a norilor

Mecanismele de formare a norilor au la baz n general atingerea nivelului de condensare,

deci atingerea saturaiei prin rcirea masei de aer umed. Mecanismul principal de formare a norilor

este convecia vertical, ns existi alte procese prin care se pot forma nori.

o Ascensiunea orografic are loc atunci cnd aerul este forat s se ridice din cauza reliefuluinalt. Pe msur ce se ridic, masa de aer se destinde adiabatic i se rcete cu cca. 10C pe

km (valoarea gradientului adiabatic uscat). Formarea norilor prin acest mecanism este rapidi are loc apropierea munilor.


35/131

38

o Ascensiunea convectiv este asociat cu ascensiunea rapid, datorat conveciei, a aeruluicald de la suprafaa terestr. Aerul cald este mai uor, se ridic (asemntor unui balon cu aer

cald), se destinde i se rcete. Cnd se atinge punctul de rou are loc condensarea vaporilor

de ap. Acest tip de proces are loc, n general, n interiorul continentelor i la ecuator,

formnd norii numii cumulus sau norii de furtun numii cumulonimbus. n funcie derapiditatea ascensiunii i de nivelul de condensare, se formeaz picturi de ap sau cristale

de ghea.

o Ascensiunea frontal are loc atunci cnd masa de aer cald, umed, aflat n ascensiunelent, ntlnete o mas de aer rece. Poriunea dintre o mas de aer cald i una rece se

numete front, de unde denumirea frontal. Acest tip de mecanism este caracteristic norilor

continentali de la latitudini medii, unde se formeaz cicloni n zona ce separ aerul cald,

umed, de cel rece, de natur polar.o Ascensiunea turbulenteste asociat cu micrile turbulente datorate frecrii cu suprafaa

terestri este un fenomen de ntindere mai mic, care duce la formarea norilor mici, care

dispar repede.

o Rcirea radiativ are loc atunci cnd nu mai Pmntul nu mai primete radiaie direct dela Soare. Aerul se rcete i, dac este suficient de umed, atinge nivelul de saturaie n

apropierea Pmntului, cauznd apariia norilor de joas nlime sau a ceii, mai ales n

timpul serilori nopilor de var trzie.

2.3.1.2 Clasificarea norilor

Norii se mpart dup mai multe criterii. Din punctul de vedere al structurii microfizice, norii

pot fi:

- nori din cristale de ghea, aa cum sunt norii formai la nlimi de peste 6000 m, deasupraizotermei de cca. - 40C

- nori din picturi de ap, aa cum sunt norii formai sub 3000 de m (i, evident, deasupranivelului de condensare

- nori cu structur mixt, formai ntre 3000 i 6000 m, care de altfel aduc i cele mai multeprecipitaii.

Un alt criteriu, foarte utilizat, este cel al nlimii la care se formeaz norii, care poate fi

mic, medie i mare. Conform acestui criteriu exist patru tipuri de nori, fiecare din aceste tipuri

avnd mai mult subtipuri, caracterizate n tabelul 2.1.

o Nori superiori, care se formeaz la nlimi de peste 4-6 km (mai jos n zona polar, maisus la ecuator), din care fac parte norii cirrus, cirrocumulusi cirrostratus

o Nori mijlocii, formai ntre 2-6 km, n care se ncadreaz norii altocumulusi altostratus


36/131

39

o Nori inferiori, formai n troposfera inferioar, sub 2 km, n care sunt inclui norii grinimbostratus, stratocumulus (300 2000 m) i stratus

o Nori cu dezvoltare vertical, care au baza la nlime foarte mic, ns al cror vrf atingenlimi de peste 6-8 km, din care fac parte impresionantul cumulonimbus i panicii

cumulus.

Altostratus Cirrocumulus Cirrus

Cumulus Altocumulus Nimbostratus

Stratocumulus Stratus Cumulonimbus

Fig. 2.4. Tipuri de nori

Norii tip cumulus sunt rezultatul micrilor convective generate, de exemplu, de prezena

unui ora (ascensiune turbulent) care reprezint o zon mai cald, sau pe latura nsorit a unuideal. Ascensiunea termic a aerului cald este compensat de cureni descendeni, care

diminueaz cantitatea de vapori, astfel nct norii cumulus sunt foarte bine delimitai, de ntindere

mic, existnd ntre ei arii largi de cer senin. Deoarece cantitatea de ap din ei este relativ mic, ei

nu aduc precipitaii dect, eventual, n cantitate foarte mic. Norii cumulonimbus apar atunci cnd

curenii termali ascendeni sunt foarte rapizi, atunci cnd convecia aerului este puternici cnd

curenii descendeni sunt slabi sau inexisteni i nu pot antrena n jos vaporii de ap, astfel nct

acetia ating rapid punctul de rou, la diferite nlimi. Timpul de via a unui nor cumulonimbuseste de cca. 1 or ns se ntlnesc i excepii, atunci cnd ntr-o zon cu densitate mare de nuclee


37/131

40

de condensare precipitaiile czute dintr-un astfel de nor se transform rapid n vapori i apoi iar n

picturi de ap care furnizeaz norului materia prim pentru a se menine mai mult timp.

Convecia n acest caz este foarte rapid iar precipitaiile cad n averse, n cantiti foarte mari.

Norii Altocumuls sunt caracterizai drept nori mijlocii ns pot ptrunde i n etajul superior,

la fel cum se ntmpl cu norii tip Nimbostratus, care se afl n categoria norilor inferiori.Norii tip stratus sunt nori uniformi, gri, care acoper ntreg cerul, groi de obicei. Ei se formeaz

ca urmare a ascensiunilor uoare ale aerului umed pn la altitudinea la care se atinge punctul de

roui ncepe condensarea sau ca urmare a rcirii frontale (determinate de naintarea unui front

rece) a unei mase de aer umed. De obicei aceti nori nu aduc precipitaii de lung durat sau

intensitate, ns ei pot da natere la burni sau lapovi pentru perioade scurte de timp.

O idee despre altitudinea relativ a norilor este dat de viteza aparent de deplasare a

acestora. Cu ct norul este mai jos, cu att el pare a se deplasa mai rapid. O alt indicaieaproximativ a altitudinii bazei este msurarea umiditii relative i nmulirea diferenei dintre

100 i valoarea n procente cu 30. n interiorul continentelor baza norilor stratus se va ridica ncet,

ncet i se va dispersa, mai rapid n timpul verii, mai lent (zile) n timpul iernii. Norii nimbostratus

sunt versiunea ploioas i cu durat mai lung a norilor stratus. De altfel, particula nimbo- din

denumirea unui nor semnific exact faptul c acel nor este purttor de precipitaii intense.

Norii stratocumulus i altostratus se deosebesc prin nlimea lor, dar ambii se formeaz prin

ascensiune convectiv slab, ntr-o atmosfer uor instabil n partea inferioari uscat stabil mai

sus. Ei sunt formai din picturi de ap i sunt limitai vertical. Uneori norii stratocumulus sunt

aezai perpendicular pe direcia vntului. Ascensiunea orografic d natere att norilor tip

cumulus (limitai) ct i celor tip stratus (ntini), n funcie de curba de stratificare a atmosferei.

Norii care se formeaz n apropierea munilor pot fi nori de briz, care se formeaz

dimineaa prin ascensiune orografic. Acetia sunt nori de obicei nori Cumulus. Pe vrfurile

munilor se pot forma, ca urmare a unor cureni verticali ce caracterizeaz o stare de instabilitate

accentuat a atmosferei, nori tip cciul muntoas. Un nor deosebit este cel care se formeaz

deasupra munilor foarte nali, albi, avnd o form perfect de lentil alb, i care, spre deosebire

de toi ceilali, nu se mic.


38/131

41

Tabel2.2.

Caracteristicialenorilor

Precipitaii

Nu

Nu

Nu

Rar,slabe,

ploaiesau

burni

Slabe

Ploaiedeas,

mocneasc

Descriere

Fibroi,aspectde

pan,

fir,crlig,ramuri,

nestructurai,transpareni,uneoriprovindin

nicovalaunuicum

ulonimbus

Puinstructurain

elementegranulate,

lentile

alungite,transpare

nte.

Precedunciclonn

Pnzu

niformal

bicioasc

areacoperc

erul,

transpareni,soare

lesevedecuhalo,vestesc

Structurai,rulouri,benzi,

limitai,cumargini

definite,avndaspectdepturimicisuprapuse,

cuzonetransparen

teiopace.Prezint

fenomenuldeirizaii.

nsoescderesiunile

Aspectdevoal,ac

operc

erul,fibroi,uniformi,

aspectmatdifuz,soarelesevedecaprintr-un

eammat

Stratgros,ntunec

at,opac

Culoare

Albi

Albi

Albi

Albicuumbre

Gri

Grinchis

Structur

Ghea

Ghea

Ghea

Ghea

iap

Ap

izpad

Ap

Nori

CIRRU

S

CIRRO

CUMULUS

CIRRO

STRATUS

ALTOCUMULUS

ALTOSTRATUS

NIMBOSTRATUS


39/131

42

Precipitaii

Slabe(ploaie

sauzpad)

Fulgimici,

burni

Frs

au

averseslabe

Ploi(averse)

toreniale,

grindin,

Descriere

Grmezibinelim

itate,compacte;grupai,

sudai,cuaspectdebolovani

Pnzu

niform

,opac,acoperc

erul,se

destramp

ealocuri,ajungpnl

aacoperiurile

blocurilornalte

Foartedeni,grmjoaredevatc

umargini

foarteclare,cua

spectdeconopid,

turn,

cupol,

delungd

urat,semicl

inpecer;au

evoluiediurn

12-14kmnlim

e,foartedeni,grei,ci

delimitareorizontald

efinit

idezvoltare

vertical

nevan

tai,nicoval,

turnurisuccesive

gigantice,suntnsoiidevijelii

Culoare

Alb-cenuiuc

uumbregri

Gri

Albi

Grinchis,vineii

Structur

Ap

Ap

Ap

Ap

nparteainferioar,

gheas

us

Tabel2.2.

Continuare

No

ri

STRATOCUMULS

STRATUS

CU

MULUS

CU

MULONIMBUS


40/131


41/131

44

o Ceaa de advecie se formeaz n interiorul maselor de aer cald i umed care se deplaseazorizontal i ajung n zone reci. Ea poate apare i dac o mas de aer rece ajunge ntr-o

regiune cu aer cald i umiditate crescut de deasupra oceanelor sau mrilor calde.

Ptrunderea aerului tropical maritim n zonele continentale reci de la latitudini medii duce la

formarea ceii aerului tropical. Ceaa musonic apare n timpul anotimpurilor clduroase,atunci cnd aerul continental cald ajunge deasupra oceanului rece. Ceaa arctic sau fumul

de mare este caracteristic iernii i se formeaz atunci cnd o mas de aer polar foarte rece

ajunge n contact cu suprafee acvatice mai calde. Apa se evapor, satureaz aerul rece i

creeaz fenomenul de fierbere a apelor din timpul zilelor de iarn foarte geroas.

o Ceaa de amestec este rezultatul amestecului a dou mase de aer cu temperaturi i umiditidiferite. Ea se ntlnete pe litoral sau n regiunile de deasupra mrilor n care se ntlnesc

cureni calzi i reci. n sfrit, ceaa adiabatic este rezultatul ascensiunii orografice.o Un ultim tip de cea legat de creterea concentraiei nucleelor de condensare, fie pe cale

natural (sarea marin) fie ca urmare a polurii aerului (ceaa industrial sau smog-ul).


42/131

36

o


43/131

45

2.4 STABILITATEA TERMODINAMIC A ATMOSFEREI

Micrile verticale ale aerului au ca rezultat transport de clduri umiditate, transport de

aerosoli, mprtierea sau stagnarea gazelor. Deplasarea unei particule de aer este determinat de

curba de stare T = T(z) a particulei respective i de curba de stratificaie real a atmosferei, T=

T(z). Gradientul termic al atmosferei reale, , determinat prin msurtori, este altul dect cel

adiabatic, a, care caracterizeaz variaia temperaturii unei particule aflate n micare pe vertical.

O particul aflat n micare vertical are acceleraia a, ndreptat n sus, astfel nct ntr-o

micare ascendenta< 0, ntr-una descendenta> 0 iar la repaus a = 0. Starea atmosferic este

stabil dac nu favorizeaz micarea pe vertical n sus a particulei, a< 0 indiferent daca = 0 instabil dac favorizeaz micarea pe vertical n sus, a>0.2.4.1 Condiii de stabilitate

Se presupune c particula de aer se afl n micare cvasistatic, adiabatic, ce nu afecteaz

mediul. Asupra ei acioneaz forele de greutate i fora lui Arhimede, astfel nct din principiul II

al dinamicii:

ma = FaG

adic

= 1

'

ga

dar

'

'',

TR

p

TR

p

aa

== ip =p,

deci:

= 1

'

T

Tga (2.44)

Temperatura particulei variaz dup legea zTT ao d'' = iar cea a mediului dup legea

zTT d0 = , unde temperaturile iniiale se presupun egale, oT ='

oT . Prin nlocuire se obine c:

( )zTga a = (2.45)


44/131

46

T,'

T,

G

Fa

a

Fig. 2.5. Forele ce acioneaz asupra particulei de aerRelaia de mai sus arat care sunt condiiile de stabilitatea pentru aerul uscat: Atmosfera este

stabil daca .Pentru aerul umed condiiile de stabilitate se obin asemntor, cu observaia c n afar de

gradientul uscat, a, avem i gradientul adiabatic umed, u..

T (K)

z(100m) a

aatmosfer

instabil

Fig. 2.6. Stabilitatea aerului uscat

Deoarece gradientul umed este mai mic dect cel uscat exist urmtoarele posibiliti:

I. a>u>: atmosfer stabil, stabilitate absolutII. a>>u: atmosfer uscat stabil, umed instabil sau instabilitate condiionatIII. > a>u: instabilitate absolut

Din punct de vedere fizic, stabilitatea i instabilitatea pot fi explicate innd cont de

diferena dintre temperaturile mediului i ale aerului aflat n micare.

2.4.1.1Atmosfera stabil

Cnd gradientul atmosferic este mai mic dect a, I tI, va fi mai uori se va ridica la loc. n cazul


45/131

47

stabilitii absolute, pentru I


46/131

48

tIII < ta < tII < tu < tI

z(100m)

u

aII

I

III

t (C)

IV

hc

a

tI > tu>tII>ta > tIII

z(100m)

ua

II

I

III

t (C)

b

Fig. 2.7. Comparaia ntre temperatura aerului i cea a mediului la urcarea aerului (a)i la coborre (b) plecnd de la temperatur egal cu cea a mediului,pentru diferite tipuri de atmosfere. Nivelul de condensare este hc

2.4.1.4Instabilitatea convectiv

Variaia presiunii cu verticala este dat de

g

z

p=

d

d.

Densitatea, , depinde i ea de presiune i temperatur,

+=

R

g

z

T

Tz d

d1

d

d1

astfel nct rezolvarea ecuaiei de mai sus nu este imediat. Densitatea este constant dac un

gradientul vertical al temperaturii are valoarea:

R

g

dz

dT= = -3,4C/100 m

Acest gradient se numete gradient de autoconvecie iar n acest caz scderea densitii

odat cu creterea nlimii este compensat de creterea densitii cauzat de scderea

temperaturii. Dac temperatura scade mai repede dect aceast valoare atunci atmosfera este

convectiv instabil, adic straturile superioare de aer sunt mai dense i cad peste cele de dedesubt.

2.4.1.5Inversiunea termic.


47/131


48/131

45


49/131

50

3. BUGETUL TERMIC AL PMNTULUI

3.1. RADIA

IA TERMIC

Soarele este principala surs de energie care guverneaz i condiioneaz toate procesele

care au loc n atmosfera terestr i la suprafa. Pentru a nelege climatul, vremea, procesele

biologice i interaciunea dintre acestea trebuie cunoscut modul n care radiaia solar

interacioneaz cu atmosfera terestr. Energia primit de la Soare este sub form de radiaii

electromagnetice. Radiaia electromagnetic este o form de energie care se propag prin

intermediul undelor electromagnetice i care interacioneaz cu atomii i moleculele ntr-ovarietate de moduri.

3.1.1. Soarele i radiaia solar

3.1.1.1. Soarele

Distana dintre Soare i Pmnt este de s11 R215m105,1 , unde Rs este raza Soarelui i se

numete unitate astronomic, UA.

Soarele este format dintr-un nucleu extrem de fierbinte astfel nct temperatura este

suficient de ridicat nct s aib loc ciclul 1212 CC . Nucleul este nconjurat de o zon radiativ,

care la rndul ei se afl n interiorul zonei convective. Straturile superioare ale Soarelui sunt

cromosfera i fotosfera, ultima fiind i sursa radiaiei din domeniul vizibil; ionii negativi de H

absorb radiaia vizibil; lumina vizibila provine de la maxim 400 km de sub suprafaa fotosferic.

Temperatura crete mult ctre exterior, odat cu distanarea fa de centru. n sfrit, corona solar

mbrac Soarele ntr-un strat de plasm avnd temperatura cea mai ridicat, K106T , care se

extinde mult n spaiul interplanetar. Masa Soarelui este estimat la cca 2*1030 kg, densitatea sa

medie este aproximativ 14000 kg/m3, acceleraia sa gravitaional este de 30 de ori mai mare dect

cea a Pmntului. Pe lng energia electromagnetic, el emite permanent n spaiu un flux de

particule energetice care este cunoscut sub denumirea de vnt solar. innd cont de viteza luminii

n vid, radiaia luminoas i radiaiile X parcurg distana Soare Pmnt n 8 minute, ceea ce

nseamn c acesta este timpul minim n care se poate primi o avertizare n legtur cu activitatea

deosebit a Soarelui. Fluxurile de particule emise de Soare ajung mai trziu iar timpul depinde de

viteza acestor n spaiu, care variaz foarte mult n jurul unei medii de 400 km/s. De asemenea,Soarele are cmp magnetic propriu a crui natur nu este nc pe deplin cunoscut i ale crui


50/131

51

variaii sunt sursa expulsiilor de particule solare, a petelor negre, a furtunilor geomagnetice care

sunt rezultatul interaciunii vntului solar cu atmosfera terestr.

Soarele este o mas de gaz care se rotete nu ca un bloc compact, ci cu o vitez unghiular

care este diferit la diferite latitudini, )( ss f = , dup relaia ( )/zisin7,24,13 02 ss = (de

exemplu la zi/1175 00 = ss iar la zi/4,130 00 = ss . Acest tip de rotaie se numete

rotaie difereniat sinodici se face cu perioada ( )zileT ss 2sin4,59,26 += . Rotaiile solare sunt

numerotate considernd c o rotaie complet este aceea care are loc cu perioada de 27 de zile la

latitudinea de 8 grade. Numerotarea rotaiilor a nceput la 8.02.1832 cu nr. 1 iar sistemul de

numerotare se numete sistemul Bartels.

3.1.1.2. Radiaia solar

Energia radiat de Soare este rezultatul unor reacii termonucleare care transform protonii(atomii de hidrogen) n particule Reaciile care au loc n Soare sunt:

MeVheHHH 42,0211 ++++

MeVHeHH 5,5322 +++ (3.1)

MeVHHeHeHe 8,1221433 +++

n timpul acestui proces masa este convertit n energie (aa cum spune cunoscuta lege a

energiei a lui Einstein) cu o rat de cca. 4106 t/sec. Puterea emis de Soare este de cc 3,9 *1023

kW. Energia emis de Soare nu este constant n timp, avnd att variaii periodice ct i variaii

brute, acestea din urm datorate exploziilor solare. Cea mai importanta variaie este cea de 11 ani,

numit ciclu solar i care reprezint perioada cu care variaz numrul petelor solare de pe

suprafaa solar. Petele solare sunt regiuni de la suprafaa Soarelui caracterizate de un cmp

magnetic mult mai mare dect cel normal, i care emit mai puin radiaie n domeniul vizibil,

astfel nct apar ca nite pete ntunecate. Pe de alt parte radiaia emis de acestea este intensificat

n domeniul UV, de unde si pericolul crescut al expunerii necontrolate la Soare in perioadele de

maxim solar. Exploziile solare sunt i ele mai active atunci n perioadele de maxim solar, n care

numrul petelor solare este mare. Activitatea solar se poate msura prin numrul de pete solare

ns o msur mai exact, folosit ca indicator al acesteia, este fluxul de energie radiat la

frecvena de 2800 MHz, indicele F10.7, care corespunde lungimii de und de 10,7 cm, din

domeniul radio. Exist si un ciclu de 27 de zile, legat de datorat rotaiei Soarelui n jurul axei

proprii.

Spectrul radiaiei electromagnetice se mparte n cteva domenii, funcie de lungimea de

und (frecvena).


51/131

52

Raze

Raze X

L u mi n a

Radiaia IR

Microunde

Und e radio

Frecven ()

Lungimed e u n d

( )3 101 1TH z 10 - 6 n m

3 109TH z 10- 4 n m

3 107TH z 10 - 2 n m

3 105TH z 1 n m

3 103TH z 102 n m

30 THz 103 n m

3 THz 0,1 m m

30 GH z 1 cm

300 M Hz 1 m

300 kHz 1 km

30 kHz 10 km

Raze U V

Radiaia IR

V ioletIndigoA lbastruV erdeG albenO ranjRo u

7 5 0 T H z =400 nm

4 3 0 T H z =700 nm

Energie

Fig. 4.1 Spectrul undelor electromagnetice.

Energia radiaiei scade pe msur ce lungimea de und crete

Razele gamma sunt undele care au cea mai scurt lungime de und, deci au frecvena cea

mai mare i deci energia,E = h, este maxim. La interaciunea cu substana ele ionizeaz complet

atomii sau moleculele i sunt deci radiaii ionizante. Domeniul urmtor este cel al radiaiei X. O

caracteristic a lor este c nsoesc exploziile solare. Ca i razele gamma, razele X sunt i ele

ionizante, dei randamentul acestora din urm este mai mic. Cele dou tipuri fac parte din radiaiacosmic. Radiaiile cu lungime de und mai mare i energii mai mici sunt radiaiile UV. n

comparaie cu radiaiile X puterea lor de ionizare este mult sczut, ns sub efectul lor moleculele

se rup, astfel nct ele sunt foarte duntoare pentru organism. Domeniul UV se subdivide n trei

domenii: radiaiile UV-A (320 nm 400 nm) care ajung aproape nemodificate la suprafaa

Pmntului, UV-B (295 nm 320 nm) care sunt absorbite de ozon ns nu n totalitate i radiaiile

UV-C, la lungimi de und mai mici dect 295 nm, care sunt aproape total absorbite de atmosfer.

Lumina sau radiaia vizibil, cu lungimea de und ntre aproximativ 400 i 700 nm, este practicacea radiaie a crei frecven i permite interaciunea cu retina ochiului. Radiaia vizibil nu este


52/131

53

ionizant. La lungimi mai mari de und ncepe domeniul infrarosu, IR, unde energia este mult

prea mic pentru a avea un efect asupra interiorului moleculelor sau atomilor. Pe de alt parte,

energia radiaiei IR este suficient pentru a schimba energia de vibraie a moleculelor, i deci

temperatura lor. Urmeazmicroundelei, n sfrit, domeniul undelorradio, care se ntinde pe

mai multe ordine de mrime.

3.1.2. Legi ale radiaiei

Radiana se definete ca fiind energia pe unitatea de suprafa normali timp.

tS

WR

n =

Radiana este direct proporional cu puterea a patra a temperaturii, dup legea Stefan

Boltzmann:R = eT4

unde este constanta Stefan Boltzmann, = 5,67 *10+8 Wm-2K-4 iare este emitana, care masoara

capacitatea corpurilor gri de a emite radiaie.

Lungimea de und a radiaiei maxime emise de un corp este invers proporional cu

temperatura, aa cum arat legea lui Wien:

max T= ct= 2898 mm K

Corpurile fierbini emit mai mult energie radiant la lungime de und scurt. Aceast legeexplic faptul c energia radiaiei emise de Soare este maxim la o lungime de und de cca. 0.5

mm (domeniul UV-vizibil) n timp ce Pmntul, cu o temperatur medie de 285 K emite radiaie

cu lungime de und de cca. 10 mm (domeniul IR).

Pmntul primete la limita superioar a atmosferei cca. 1353 (21) W/m2 (1,97 cal/cm2

min), valoare numitconstanta solar, adic mai puin dect jumtate de bilionime din ce emite

Soarele. Aceasta se explic pe baza faptului c energia este distribuit pe o arie din ce n ce mai

mare, adic intensitatea scade cu ptratul distanei fa de surs.

2

1

RI .

Energia primit de Pmnt variazi din cauza orbitei Pmntului n jurul Soarelui, care

este o elips. Distana Soare Pmnt variaz cu 3,5% i atunci iradierea la afeliu este cu cca. 7%

mai mare dect la periheliu. Acest lucru este mascat de nclinarea axei de rotaie a Pmntului cu

23.


53/131

54

3.1.3. Interaciunea radiaiei cu substana

O parte din radiaia solar care ajunge la suprafaa terestr este nemodificat, o alta este

modificat n urma proceselor de absorbie i difuzie iar o parte se pierde n spaiu n urma

reflexiei.

Radiatia solar

nor5

2

44

2 13

3

Suprafaa terestr

Limita superioar

a atmosferei

Fig. 4.2 Procesele suferite de radiaia solara la interaciunea cu atmosfera.

Dup cum se vede n figura alturat, radiaia solar sufer urmtoarele procese:

1 este reflectat de atmosfer (6%)

2 este reflectat de nori(20%)

3 este reflectat de suprafaa terestr (4%)4 este absorbit de atmosferi nori (19%)

5 ajunge nemodificat la suprafaa terestr (51%)

3.1.3.1. Reflexia

Radiaia reflectat depinde de caracteristicile fizice ale suprafeei de inciden i de

nlimea acesteia deasupra orizontului. Se definete un factor numit albedo, care este raportul

dintre energia radiaiei reflectate i cea a radiaiei globale incidente,

(%)incidentaglobalaradiatia

reflectataradiatiaA =

Albedo-ul global terestru se compune din albedo-ul suprafeei terestre, cel atmosferic i

cel al norilor, noriatmr. AAAA ++= sup . Cea mai important contribuie o au norii, cu un procent

care poate ajunge local pn la 90%. Valoarea medie global este de 0.3. Albedo-ul suprafeelor de

ap depinde de adncime, de starea de turbulen, i de unghiul sub care cade lumina. Reflexia

crete odat cu unghiul de zenit (deviaia Soarelui fa de normala locului: zenitul este zero cnd

Soarele este deasupra capului i 90 cnd acesta este la orizont) i este cu att mai mare cu ct


54/131

55

suprafaa este mai puin tulbure. Regiunile polare au albedo-ul cel mai mare n timpul verii,

datorit pe de o parte iluminrii solare, pe de alta a reflectivitii puternice a gheii.

Tabel 4.2. Valori ale albedo-ului pentru diferite suprafee

Natura suprafeei Albedo

Zpad 75 95

Nori cumuliformi 70 - 90

Nori superiori (cirrostratus) 44 50

Ghea 30 40

Nisip 35 45

Deert 25 30

Beton 17 25

Iarb 10 20

Asfalt 5 15

Luna 7

Cmpii cultivate (verzi) 3-15

Pduri de conifere 5-15

Apa pentru zenit 0 2

Apa pentru zenit 50 2.5

Apa pentru zenit 90 99

Planeta PMANT 30 (media cuprinznd albedo-ul

oceanelor, suprafeelori atmosferei)

3.1.3.2. mprtierea (difuzia)

Difuzia este procesul fizic prin care particulele absorb energia i o redistribuie pe direciidiferite. Este un fenomen fizic datorat interaciunii radiaiei luminoase cu materia prin devierea

factorilor incideni n toate direciile, care duce l

fizica atmosferei - dwnld

Documents