1. Atmosfera terestr, densitatea atmosferei, masa atmosferei

Atmosfera terestr este un amestec gazos format din mai multe gaze aflate n proporii constante i din cantiti variabile de vapori de ap. Acest nveli este antrenat de Pmnt ntr-o micarea de rotaie. Gazul din care este compus atmosfera se numete aer. nlimea maxim a atmosferei este de 2500 km, dar n mod practic se consider ca fiind extins pn pe la 800 km. De la aceast nalime n sus, moleculele sunt foarte rare, nct aceast zon nu mai constituie un mediu aerian.Forma atmosferei este de elipsoid de rotaie pentru straturile interioare cu densitate mare, mai turtit la poli i mai groas la ecuator. n acelai timp, atmosfera are i o deformaie mareic (flux-reflux) provocat de atraciile gravitaionale ale Soarelui i Lunii (i n mai mic msur de atracia celorlalte planete). Noaptea, atmosfera sufer o contracie prin rcire, iar ziua, nclzirea prin absorbia radiaiei solare n straturile nalte determin o dilatare a acestora i implicit a atmosferei.Densitatea atmosferei la suprafata marii este = 1.23 kg / m3. Ea scade foarte repede cu inaltimea, ajungand la inaltimea de 5000 m la 0.735 kg / m3, iar la 10000 m la valoarea de 0.411 kg / m3.Masa totala a atmosferei se exprima prin relatia :

M = 4 (M 5.16 x 1018 kg)unde Rp este raza Pamantului (6370 km), iar p0 si g0 sunt presiunea, respective acceleratia gravitationala de la nivelul marii. Aproximativ 50 % din masa atmosferei se afl n stratul ce se ntinde de la suprafaa Pmntului pn la altitudinea de 5 km, iar 90 % din mas se regsete n primii 20 km.

2. Compoziia atmosferei, azot, oxigen, bioxid de carbon, vapori de ap, ozon, aerosoli, etc

n compoziia atmosferei sunt predominante dou gaze: oxigenul i azotul. Analiza unui eantion de aer uscat (fr vapori de ap) arat c 99% din volum este ocupat de cele dou gaze, n proporiile urmtoare: 20.95 % O2 i 78.09 % N2. Restul de 1% este format din gazellerare (He, H2, Ar, Kr ), bioxid de carbon CO2, . a. Aceste proporii se pstreaz doar n atmosfera interioar.Azotul este un gaz cu reactivitate chimic sczut i nu particip la reaciile i procesele de transformare energetic din atmosfer. Azotul atomic joac rol important n procesele de distrugere sau de formare a stratului de ozon.Oxigenul joac rol esenial n meninerea vieii, dar i n procesul de generare a ozonului n atmosfera nalt sub aiunea razelor UV.Ozonul este un gaz activ aflat dominant ntre altitudinile de 10 - 45 km cu o concentraie medie de 2 3 x 10-6 ppm i cu un maximum n jurul nlimii de 25 km.Una din componentele importante ale atmosferei o reprezint apa aflat n stare de vapori. n aerul umed cantitatea de vapori de ap este variabil situndu-se n intervalul 0-3%, funcie de condiiile atmosferice. Gazul carbonic are influien asupra climatului, n timp ce vaporii de ap determin comportamentul atmosferei pe timp limitat (vremea).n aerul din sol bioxidul de carbon poate atinge concentraii de 30-60 ori mai dect n atmosfer. Scderea presiunii atmosferice favorizeaz difuzia bioxidului de carbon din sol i creterea densitii acestuia n aer. Aerosolii se mpart n aerosoli naturali (praf, cenu vulcanic, particule de fum, polen, spori de plante, bacterii, particule de sruri marine etc.) i aerosoli antropogeni rezultai din arderea combustibililor, din activitile umane industriale i de transport (fum, cenu, ciment, praf, diveri oxizi etc). Dimensiunile aerosolilor se situeaz ntre 0.001 nm i 1000 nm, cele mai frecvente fiind ntre 0.1 i 10 nm. n funcie de dimensiunile lor, particulele de aerosoli se mpart n particule Aitken (dimensiuni < 0.1 microni), particule mari (dimensiuni cuprinse intre 0.1 si 1 micron) si particule gigant.

3. Stratificarea termica a atmosferei : troposfera, stratul limita planetar, stratosfera, mezosfera, termosfera, exosfera

Troposfera (0-16 km). Troposfera este stratul din apropierea solului aflat n rotaie, ceconine din masa atmosferic i cuprinde 95% din vaporii de ap. Denumirea provine de la cuvintele de origine greceasc tropos (rotaie) i sphaira (sfer). n urma captrii radiaiei solare suprafaa terestr se nclzete i devine un radiator termic ce provoac nclzirea aerului ncepnd cu stratul de la sol, strat pe care l pune n micare prin simpla aciune termodinamic. Toate fenomenele meteorologice eseniale (i deci importante din punctul de vedere al navigaiei aeriene) se petrec n acest strat limit al atmosferei. Troposfera este mai groas la Ecuator i mai subire la Pol. Grosimea la Ecuator este cuprins ntre 1416 km, la latitudini medii este de aproximativ 12 km, iar la Poli de 6 km. Troposfera este mprit n : - stratul limit cuprins ntre 0 i 1 km. n acest strat au loc micri n plan orizontal (advecii), ct i micri n plan vertical (convecii); - troposfera medie cuprins ntre 1-3 km. Aici au loc micri ale aerului n plan orizontal; - troposfera nalt, zon situat imediat sub tropopauz.Stratosfera (18-32 km), sau sfera stratificat, corespunde unei zone de 15 km unde temperatura crete progresiv pn la 00C i chiar 100C. n acest strat nu exist vapori de ap i nici cureni verticali. nclzirea stratosferei se face n general prin statul de ozon format de radiaia ultaviolet ce provine de la Soare, strat care absoarbe radiaia UV ducnd la nclzirea stratosferei.

Mezosfera (ozonosfera) (32-80 km). n acest strat are loc arderea meteoriilor ce intr n atmosfer. Mezosfera se remarc printr-o rarefiere foarte mare a ozonului. Mezosfera prezint o variaie foarte puternic a temperaturii. Pn la 50 km temperatura scade brusc la valori cuprinse ntre -60-70C. De la 5055 km temperatura crete brusc la +75C (neleas n sensul temperaturii cinetice i nu n sensul temperaturii termodinamice de echilibru), iar ntre 5580 km temperatura cinetic scade din nou pn la -110C.

Termosfera (ionosfera) (80-1000 km). n acest strat moleculele de aer sunt rare i sub aciunea radiaiei solare, pot atinge valori mari ale vitezelor. Din acest motiv temperatura cinetic n acest strat poate atinge valori enorme. Termosfera reprezint stratul celor mai ridicate temperaturi cinetice. La nivelul superior sunt +3000C. Aceast temperatur este determinat de ionizarea puternic a moleculelor de aer rarefiat de ctre razele X, i a radiaiilor corpusculare ce provin de la Soare. n urma ionizrilor apare un numr corespunztor de electroni a cror concentraie (densitate numeric) este variabil n timp i spaiu.

Exosfera (1000 - 3000 km). Este partea superioar a atmosferei unde particulele scap atraciei gravitaionale. Din acest motiv este numit i sfera de disipaie. Este locul n care au loc interaciile atomilor i moleculelor cu particulele solare i cosmice. Baza exosferei nu este bine definit, dar se consider c ea se situeaz ntre 500 i 800 km. n exosfer nu mai exist aer. Distana dintre moleculele de aer crete la 100 km.

4. Tropopauza, stratopauza, mezopauza

Tropopauza este prima frontier termic i reprezint limita dintre biosfer i zonele foarte reci ale atmosferei joase. Aici apare fenomenul de izotermie (t = - 80 C = ct). Tropopauza nu este un strat continuu, ea prezentnd 2 trepte: una n zona subpolar i alta n zona subtropical, unde prezint o ruptur. Acolo unde exist ruptura dintre troposfer si stratosfer se produc diferene mari de temperatur i presiune i se genereaz vnturi foarte intense, numite cureni jet sau fulger. Aceti cureni nguti i puternici - ce se creeaz n emisfera nordic - au o astfel de amploare (ajung la 700 km/h) c ei se insereaz n circulaia general a maselor de aer, producnd micri ale aerului n plan orizontal cu un circuit foarte meandrat pe direcia Est-Vest.

Stratopauza. Dup aceast frontier temperatura scade cu nalimea i cu concentraia de ozon.

Mezopauza marcheaz o frontier termic de la care temperatura cinetic ncepe s creasc cu altitudinea.

5. Magnetosfera, magnetopauza, centurile van Allen

Pmntul dezvolt n jurul su n cmp magnetic comparabil cu cel al unei bare dipolmagnetic ce face unghiul 11,4 grade cu axa polilor geografici, Polul Sud magnetic aflandu-se in apropierea Polului Nord geographic. Liniile curbe ale campului magnetic terestru se intend pana la distante cuprinse intre 65000 km si 130000 km. Acest spatiu extraterestru este numit magnetosfera, dupa care urmeaza magnetopauza, zona in care influenta campului magnetic terestru inceteaza.Magnetosfera constituie o imens capcan magnetic ce prinde diversele particule ncrcate electric ce provin de la Soare sau din spaiul extraterestru. Cea mai mare parte a particulelor captate n magnetosfer provin din cromosfera Soarelui care emite particule ncrcate electric. Acest flux de particule se numete flux de plasm solar. Particulele ncrcate electric captate de magnetosfer se concentreaza n dou regiuni, una ngust situate la o distan 2600 km i alta extins ntre 13000 i 19000 km. Aceste zone sunt numite Centuri Van Allen. Prezena centurilor a fost propus iniial de Nicholas Christofilis i a fost confirmat de misiunile Explorer I la 31 ianuarie 1958 i Explorer III, sub conducerea doctorului James Van Allen de la Universitatea din Iowa. Primele nregistrri au fost fcute de ctre sateliii Sputnik 3, Explorer IV, Pioneer III i Luna I.

6. Stratificarea gravitationala a atmosferei. Omosfera. Eterosfera

Omosfera (atmosfera omogen) se ntinde ntre 0 ~ 80 - 100 km i reprezint zona ncare gazele principale, azotul i oxigenul se constituie ntr-un amestec omogen. De asemenea gazele se gsesc predominant n stare molecular. O particularitate important a omosferei o constituie prezena formei alotropice a oxigenului, ozonul (oxigen cu molecul triatomic).Eterosfera (care include termosfera i exosfera) se caracterizeaz printr-o aezare stratificat a gazelor n cmp gravitaional n ordinea masei lor moleculare i atomice. O caracteristic important a eterosferei este disocierea ionic a gazelor sub influiena radiaiilor solare de und scurt (raze ultraviolete). Straturile din eterosfer sunt delimitate astfel: - ntre 88 - 200 km este stratul alctuit din azot molecular N2; - ntre 200 - 1125 km este un strat n care predomin oxigenul atomic; - ntre 1125 - 3450 km este stratul n care predomin heliul de origine radioactiv, produs n procesul de dezintegrare alfa a uraniului i thoriului din scoara terestr;- ntre 3450 - 9660 km se situeaz stratul n care hidrogenul se afl n stare atomic. Hidrogenul atomic provine din disocierea vaporilor de ap, proces ce apare deja de la altitudinea de 85 km.

7. Ecuatia hidrostatica

Dac presupunem c atmosfera este static i dac considerm suprafaa pmntului lanivelul z = 0 , atunci o poriune din atmosfer de nlime dz se afl n echilibru mecanic sub aciunea forelor datorate presiunii i forei de greutate.Considernd p presiunea la nivelul z i p + dp presiunea la nivelul z + dz, avem :

(p+dp)S + gSdz pS = 0,

de unnde rezulta ca dp = -gdz

Presiunea atmosferic la o nlime z reprezint greutatea coloane de aer de deasupra nivelului z pe unitatea de suprafa i este dat de integrala:

p = - ,unde densitatea aerului i acceleraia gravitaional g sunt funcii de nlime.

Presiunea atmosferic normala la suprafaa solului se poate calcula cu ajutorul integralei:

P0 = - = 1.013 x 105 N / m2

Odat cu creterea altitudinii presiunea scade. Teoria lui Laplace arat c la 5.500 m presiunea reprezint 50% din valoarea presiunii la nivelul mrii. La 10.000 m ea reprezint 25%, pentru ca la 20.000 m s scad la 5% din valoarea normal.

8. Modele de atmosfere : atmosfera izoterma, amosfera omogena, atmosfera politrofa. Ecuatii hipsometrice

Atmosfer izoterm este atmosfera n care temperatura nu variaz cu nalimea T(z) = T0rmnnd constant i egal cu temperatura T0 de la suprafaa solului (de la nivelul z0 = 0).Ecuatia hipsometrica a atmosferei izoterme :

p = p0

Atmosfera omogen este atmosfera n care densitatea aerului rmne constant n raport cu nlimea, avnd valoare standard de la nivelul mrii (z) = 0 = 1.23 kg / m3.Ecuatia hipsometrica pentru atmosfera omogena :

p(z) = p0

Atmosfera n care temperatura aerului scade liniar cu nlimea se numete atmosfer politrop. Ecuatia hipsometrica pentru atmosfera politropa este :

p = p0 (, unde = gradientul vertical al temperaturii

9. Geopotentialul, inaltimea de geopotential, parametrul de scala al atmosferei

Geopotenialul este definit ca fiind energia potenial gravitaional a unitii de masa(energia poteniala specific) aflat n cmpul gravitaional terestru la nlimea z . Aceast energie este numeric egal cu lucrul mecanic ce trebuie cheltuit pentru a ridica o unitate de mas de la nivelul mediu al mrii pn la un punct dat. Aceast cantitate este n general exprimat n metri geodinamici sau n metri geopoteniali, lundu-se valoare de referin egal cu zero la nivelul mrii. Analitic, geopotenialul se exprim prin relaia:

(z) =

Definim nlimea de geopotenial Z ca fiind geopotenialul raportat la valoarea acceleraiei gravitaionale terestre de la suprafaa mrii:

Z =

Se definete nlimea medie a atmosferei H , sau parametrul de scal, raportul :

H =

10. Presiunea la nivelul marii, formule barometrice

P0 = - = 1.013 x 105 N / m2 (presiunea la nivelul marii)

Relatiile care exprima inaltimea z in functie de valoarea presiunii p se numesc formulebarometrice. O prim formul barometric poate fi obinut n cazul atmosferei izoterme (formula lui Laplace), care pentru o atmosfera aflata la temperature medie T = tm + T0 avem :

z = H ln = B(1 + *tm) lg , unde B este constanta barometrica = 18414.64 mLaplace si Rullman au dat o alta formula :

z = B(1 + *tm)(1+0.377E)[1+0.0026*cos(2)] lg , unde este latitudinea geografica, iar E = (, cu e0 si e tensiunile vaporilor de apa.

Opernd mai multe aproximri, Babinet a dedus din formula lui Laplace o alta mai simpl, dar care este valabil pentru nlimi mai mici de 500 m :

z = 1600(1 + 0.0004*tm)

11. Izohipse, izobare

Izobarele sunt liniile care unesc punctele cu aceeai presiune atmosferic. Distribuiapresiunii atmosferice pe suprafaa globului este indicat pe hrile meteorologice cu ajutorul izobarelor reprezentate din 5 n 5 mb.

Izohipsele sunt liniile care unesc punctele de acelai geopotenial. Izohipsele arat alura spaial a suprafeei izobarice studiate. Densitatea izohipselor de pe harta de topografie baric reflect nclinarea suprafeei izobarice faa de orizontala locului, dnd informaii despre violena schimbrilor de vreme.

12. Cicloni, talveguri, anticicloni, dorsale, saua barometrica

Ciclon, depresiune (minim barometric) perturbaie atmosferic cu presiune sczut.Izobara exterioar care delimiteaz sistemul este de 1015 mb. Circulaia aerului n jurul centrului este n sensul invers acelor de ceasornic n emisfera nordic i n sensul acelor de ceasornic n emisfera sudic.

Anticiclon (maxim barometric) cmp de nalt presiune limitat de izobare nchise de form aproape eliptic sau circular, unde presiunea crete de la periferie spre centru. Izobara exterioar care delimiteaz sistemul este de 1015 mb. Aceste vnturi bat n sensul acelor unuiceasornic n emisfer nordic i n sens contrar n emisfer sudic. n general, anticilonul determin un timp cu nebulozitate redus, clduros vara i rece iarna.

Talveg (de joas presiune) formaiune alungit, de joas presiune, cu izobare deschise (n form de V sau U) legate de un ciclon. Presiunea descrete de la periferie ctre o ax (axa talvegului) spre care vnturile converg i care de cele mai multe ori separ dou mase diferite de aer (front). O caracteristic a talvegului este existena curenilor ascendeni. n generaltalvegurile i formaiunile frontale legate de acestea provoac un timp nchis i nsoit adesea de precipitaii.

Dorsal (de mare presiune) formaiune alungit de mare presiune, cu izobare (n form de U) legat de un anticiclon. Presiunea crete dinspre periferie ctre o ax (ax dorsalei) de la care vnturile diverg. O caracteristic a dorsalei de mare presiune este existena curenilor descendeni, care determin un cer senin.

a barometric sau punctul hiperbolic - regiune cuprins ntre doi cicloni (sau talveguri) i doi anticicloni (sau dorsale) nconjurnd punctul unde se ntlnesc axele celor dou talveguri i dorsale.

13. Radiatia solara

Fenomenele i procesele importante care se petrec la suprafaa Pmntului i n atmosfer i au originea n energia radiant ce provine de la Soare. Dup unele estimri energia primit de Pmnt sub form de radiaie termic (radiaie de natur electromagnetic) de la Soare ntr-o zi, echivaleaz, ca ordin de mrime, cu energia produs de toate centralele lumii ntr-un an. Dac radiaia solar ar lipsi, temperatura suprafeei Pmntului ar fi foarte aproape de 0 K (mai exact, ar fi egal cu temperatura radiaiei de fond de 2.7 K).

14. Legile radiatiei termice, compozitia spectrala a luminii in atmosfera, constanta solara, insolatia

Legea lui Wien : Me ~ 3 f(/T)Legea lui Stefan-Boltzmann : Me = = T4 ( = 5.67 x 10-8 Wm-2K-4)Formula lui Wien pentru frecvente mari : Me = a1 3 Legea de deplasare a lui Wien : mT = b (b = 2.8979 x 10-3 mK)Formula lui Rayleigh-Jeans : Me =

Spectrul radiaiei solare este cuprins ntre 170 nm i 4000 nm cu un maximum la 475 nm.Spectrului visibil cuprins ntre lungimile de und 400-760 nm i revin 50% din totalul radiaiei, spectrului ultraviolet 7% (lungimi de und 760 nm).

Numim constanta solar intensitatea radiaiei solare n afara atmosferei, la o distan medie ntre Pmnt i Soare de 149000000 km. Valoarea constantei solare este :

I0 = 1.98 cal / cm2 / min = 1379.4 Jm-2s-1

Fluxul radiaiei solare directe ce cade pe suprafaa orizontal a Pmntului se numete insolaie. Mrimea acesteia depinde de unghiul de inciden z :

I = I0 cos z = I0 cos (/2 ), unde este unghiul care arata inaltimea Soarelui deasupra orizontului

15. Atenuarea radiatiei solare in atmosfera, difuzia elastica (Rayleigh, Mie), difuzia inelastica (Raman, fluorescenta)

La trecerea prin atmosfera terestr radiaia i schimb intensitatea i compoziia spectraldatorit interaciilor elastice i inelastice cu particulele din mediul atmosferic. Procesele de absorbie sunt eseniale pentru radiaia din domeniile IR i UV ale spectrului solar, n timp ce difuzia este important pentru domeniul vizibil.

Difuzia Rayleigh are loc pe particule i molecule care au dimensiuni mai mici dect lungimea de und a radiaiei. n consecin, se modific direcia de propagare i nu lungimea de und. Intensitatea radiaiei difuzate depinde de lungimea de und prin parametrul adimensional = 2, unde r este particulei difuzante, iar este lungimea de unda. Se obtine relatia I = 4, astfel ca radiatiile cu lungimea de una mica sunt cele mai puternic difuzate.

Difuzia Mie are loc pe particule i molecule care au dimensiuni mai mari dect lungimea de und a radiaiei. Teoria arat c intensitatea maxim difuzat este n lungul direciei razei incidente i n acelai sens, n timp ce n sens contrar difuzia este minim. Pentru valori mari ale parametrului dependena de este slab, componentele spectrale fiind difuzate la fel. Dac, n schimb, parametrul este mic, dependena difuziei de lungimea de und este oscilanta.

Difuzia prin fluorescen se datoreaz absorbiei radiaiei electromagnetice de unele sisteme atomice sau moleculare din atmosfer, urmat de dezexcitare prin emisie luminoas ntr-un timp foarte scurt (10-9 s de la incetarea radiatiei excitatoare).Difuzia Raman, sau difuzia combinat a luminii, apare n cazul moleculelor cu spectre de vibraie i rotaie. n spectrul luminii difuzate se constat c pe lng linia central 0 mpratiat apar i nite linii satelit, simetrice, de o parte i de alta a liniei centrale (numite satelii roii i satelii violei).

16. Legea Lambert-Beer

Intesitatea radiaiei electromagnetice se atenueaz exponenial la trecerea printr-un mediuabsorbant : I(z) = I0 , unde k este coeficientul de extintie (de stingere a radiatiei in atm). Coeficientul de extincie depinde de lungimea de und a radiaiei. Atmosfera prezint nite zone de absorbie a radiaiei, n special datorate vaporilor de ap. Se observ c nu exist radiaie UV (aceasta fiind absorbit de stratul de ozon) i c n spectrul de radiaie exist o mulime de linii de absorbie, numite linii Fraunhoffer i linii telurice. Liniile Fraunhoffer sunt linii de absorbie n atmosfera solar. Liniile telurice se datoreaz absorbiei anumitor pri din radiaie de ctre moleculele i atomii ce compun atmosfera terestr.

17. Albedoul, radiatia terestra, bilantul radioactive planetar, ferestre atmosferice

Albedoul () arat ct reflect un corp din radiaia solar. Este definit ca fiind raportuldintre intensitatea radiaiei reflectate i intensitatea radiaiei incidente ( = )Considernd c temperatura la suprafaa coroanei Soarelui este TS = 5800K i c Soarele emite dominant n zona galben a spectrului (570 nm) i innd cont c pentru Pmnt se poate define o temperature medie Tp = 300K, obtinem ca P,m = 11020 nm, adica Pamantul emite dominant in domeniul infrarosu. Astfel, Pmntul absoarbe radiaia cu lungime de und mic, o convertete i o reemite dominant ca radiaie infraroie. Atmosfera emite n domeniul 4000-120000 nm i aproximativ 70% din aceast radiaie este ndreptat spre suprafaa Pmntului numindu-se contraradiaia atmosferei, iar restul este emis ctre spaiul interplanetar. Radiaia terestr este orientat ctre spaiul exterior.

18. Termodinamica atmosferei, aerul umed, aerul uscat

Temperatura atmosferei variaz ntr-o plaj medie relativ ngust, ntre -50C i + 50C,maximele absolute fiind -88.3C, respectiv +60C. De asemenea, variaia presiunii la nivelul mrii n jurul presiunii atmosferice normale este mic (ajungnd la +- 3% ), n timp ce pe direcie vertical ea scade. Aerul atmospheric este format din aer uscat si vapori de apa; el este in general un aer umed. Aerul uscat este in mod normal un amestec de gaze, in diverse proportii (azot, oxygen, argon, bioxid de carbon, neon, heliu, krypton, xenon, ozon s.a). Aerul contine apa, in una sau mai multe stari, si anume : vapori (gazoasa), picaturi (lichida) si gheata (solida).

19. Marimi caracteristice aerului uscat si aerului umed, umiditatea

Umiditatea atmosferei provine din evaporarea apelor mrilor, oceanelor, apelor de uscat i din procesele de respiraie ale oamenilor, animalelor i plantelor. Umiditatea aerului arat coninutul vaporilor de ap din aer exprimat n uniti absolute i relative. Umiditatea absolut (a) este reprezentat de masa de vapori de ap coninut n unitatea de volum (a = = m / V = e / RT).Umiditatea specifica (q) este definite ca raportul dintre cantitatea vaporilor de apa (masurata in grame) continuti intr-un kg de aer umed (q = m / maer).Umezeala relative (Ur) reprezinta raportul exprimat in procente dintre presiunea actuala e a vaporilor de apa si presiunea maxima E = emax (presiunea vaporilor saturanti) la aceeasi temperature (Ur = e / E x 100)

20. Principiile termodinamicii, calculul energiei interne, entalpiei si entropiei aerului uscat

Primul principiu al termodinamicii afirm c dac unui sistem termodinamic i secomunic o anume cantitate de caldur dQ, aceasta este folosita pentru modificarea energiei interne dU si pentru efectuarea unui lucru mecania dL (dQ = dU + dL).n general, energia intern este o funcie de temperatur i volum U = U (T,V), dar pentru aerul uscat (care se comport ca un gaz ideal) ea este funcie doar de temperatur U = U(T ), astfel c difereniala total exact devine :

dU = (

Principiul al doilea introduce o alt mrime de stare, numit entropie. Principiul doi limiteaz valabilitatea principiului I n sensul c dac ntr-o transformare ciclic este posibil transformarea integral a lucrului mecanic n cldur, nu este posibil i transformarea integral a cldurii n lucru mecanic. Entropia, arat sensul evoluiei sistemelor termodinamice. Anume, orice proces termodinamic evolueaz n sensul creterii entropiei, S > 0 , ceea ce arat caracterul ireversibil al procesului. Doar n procesele reversibile entropia rmne constant.

dS = + , iar dupa integrare obtinem : S = + + S0

21. Micarea vertical a aerului, gradieni adiabatici, nivel de condensare

Gradientul adiabatic al aerului uscat : a = = = 9.8 C / km

Gradientul termic vertical (geometric) al troposferei : = = 6.5 C / km

Nivelul la care se petrece entropia aerului umed constituie baza norului, sau nivelul decondensare. Peste acest nivel, aerul ramne saturat, dar o parte din vapori precipit n particule mici de ap sau de ghea. Apariia nivelului de condensare are ca efect modificarea gradientului termic vertical.

22. Stabilitatea si instabilitatea atmosferei

Dezvoltarea i amploarea micrilor convective depind de gradul de stabilitate sauinstabilitate vertical a atmosferei. Stabilitatea atmosferei pe vertical este condiionat de distribuia vertical a temperaturii, deci de gradientul termic vertical. Din punctul de vedere al strii de echilibru se pot ntlni trei tipuri de stratificri: stratificarea instabil, stabil i indiferent.1) Daca a < atmosfera se afl n condiii de instabilitate de tip convective.2) Daca a = , atmosfera se afla in echilibru indifferent.3) Daca a > , atmosfera este in echilibru stabil.

Mrimea N este frecvena oscilaiilor termice, numit i frecvena Brunt-Vaisala. Ea areexpresia : N2 = , ( = temperature potential) si constituie o masura a stabilitatii mediului. In conditiile unei troposphere medii, N = 1.2x10-2 s-1, astfel ca perioada de oscilatie devine = 8 min 43 sec. Daca N2 > 0 (echilibru stabil), N2 = 0 (echilibru indifferent) si N2 < 0, echilibru instabil.23. Clasificarea norilor din troposfera

Dup nlimea la care se formeaz, norii se clasific n :- nori superiori, situai la peste 6000 m (Cirrus, Cirrocumulus i Cirrostratus); - nori mijlocii, situai ntre 2000 i 6000 m (Altocumulus i Altostratus); - nori inferiori, aflai sub 2000 m (Stratocumulus i Stratus); - nori cu dezvoltare vertical (Cumulus i Cumulonimbus).

Dup condiiile de formare, norii pot fi: - nori de convecie termic; - nori de advecie-de alunecare a erului pe suprafee frontale (nori frontali); - nori ondulai (de und); - nori de orografici (de relief - formai prin convecii dinamice forate, convecii provocate de diversele obstacole din calea curenilor atmosferici); - nori de radiaie.

Clasificarea norilor dup starea de agregare a apei care se afla n compoziia lor: - nori formai din particule lichide: Stratus, Stratocumulus, Cumulus, Altocumulus; - nori formai din particule solide: Cirrus, Cirrocumulus, Cirrostratus; - nori micsi: Cumulonimbus.

24. Dinamica atmosferei

S considerm o particul de aer cu parametrii termodinamici de stare (p,V,t).Dimensiunea particulei poate fi considerat la diferite scri n funcie de scopul propus. Se disting urmtoarele scri:1) scara general pentru care particula de aer are dimensiuni orizontale de ordinul 1000 4000 km, iar scala timpului este de la sptmni la ani; 2) scara sinoptic n care masele de aer au dimensiuni orizontale de 100 1000 km, scala de timp fiind de ordinul zile sptmni ;3) mezoscara, utilizat n studiul microclimatului n care ntinderea pe orizontal este sub 100 km. Aici timpul are variaii de la ore la o zi. 4) scara aerologic, n care se studiaz evoluia maselor de aer pe durate de la minute la ore, dimensiunea particulei fiind de 10m.

Indiferent care este scara la care este studiat micarea maselor de aer, aceasta trebuie raportat la un sistem de referin aflat pe suprafaa Pmntului. Acest sistem fiind n rotaie(legat solidar de Pmnt) este un sistem neinerial i pe lng forele reale trebuiesc introduse i forele complementare de inerie. Axele sistemului neinertial de referinta sunt :- axa Ox este axa tangent la cercul de latitudine dat, orientat de la V ctre E;- axa Oy este axa tangent la meridian orientat de la S ctre N; - axa Oz este verticala locului, orientat dinspre centrul Pmntului ctre spatiulexterior.

n acest sistem de referin viteza particulei de aer are componentele V = V(u,v,w), unde: componenta u descrie micarea pe direcia Est - Vest, componenta v descrie micarea pe direcia Nord - Sud, iar w descrie micare ascensdent sau descendent.

25. Fora de gradient baric, fora de gravitaie, fora de frecare

Forta de gradient baric asupra unitatii de masa : = -pParticula de aer de masa m interacioneaz cu Pmntul de mas MP prin intermediulatraciei gravitaionale, fora de atracie fiind dat de formula :Fg = - Fora de frnare datorata vascozitatii pe unitatea de mas a particulei aflat n deplasare de-a lungul direciei Ox este :

fx = + - + ),

unde tensiune de forfecare in directia Ox

26. Forta centrifuga, forta Coriolis

Fora centrifug apare din cauza faptului c sistemul de referin este neinerial, Pmntul rotindu-se n jurul axei proprii cu viteza unghiular: = 2 / T 7.2 x 10-5 rad / secForta centrifuga pentru un corp aflat pe suprafata pamantului la latitudine are expresia

Fcf = m 2 RP cos , fiind maxima la ecuator si nula la poli

Definim greutatea aparent Ga ca fiind sum vectorial dintre fora de atraciegravitaional i fora centrifug : Ga = Fg + Fcf, astfel ca greutatea aparenta a unitatii de masa devine : g = g0 + 2 RP cos .

Fora Coriolis, numit i for deviatoare, este o for de inerie datorat caracterului neinerial al sistemului de referin legat solidar cu Pmntul aflat n rotaie. Expresia forei Coriolis este: FCoriolis = -2m x V, de unde rezulta pentru acceleratia Coriolis

fCoriolis = -2 x V =

27. Ecuatii de miscare

Ecuaia vectorial de miscare a particulei de aer :

= -p + g + f - 2 x V

Ecuatiile scalare de miscare ale particulei de aer :

= - + fx + 2vsin 2wcos = - + fy 2usin = - g + fz + 2ucos

28 + 29. Analiza scalara a ecuatiilor de miscare

Definim urmtoarele mrimi :a) - factorul de scal U ce msoar viteza de micare a aerului n plan orizontal U = U(u,v) si care are valoarea U 10 m/s;b) - factorul de scal W ce msoar viteza de micare a aerului n plan vertical; are ordinul de mrime W 1cm/s;c) - lungimea de scal L a crui valoare este L = 106 m;d) scala de timp T definite in forma T = L / U = 105 s;e) inaltimea atmosferei a carei valoare este D = 104 m;f) fluctuatia orizonata a presiunii p / p = 103 m2 / s2.

n aceste condiii, mrimile care apar n ecuaiile de micare ale particulei de aer, vor avea ordinele de mrime urmtoarele : = 10-4 m/s2 cm/s2

Factorul Coriolis : l0 = 2sin0 = 10-4, 0 = 45 grade

Astfel, pentru latitudini de 45 de grade componentele acceleraiei Coriolis au urmtoarele valori : 2sin0 u = 10-3 m/s2, respective 2sin0 w = 10-6 cm/s2.

Fluctuaiile orizontale i verticale ale presiunii au valorile : = = = 10-3 m-1 = = 10-1 s/cm

30. Miscarea geostrofica, miscarea ageostrofica

Micarea geostrofic este determinat de fora Coriolis i de gradientul baric. Se definete numrul Rossby Ro ca fiind raportul dintre acceleraia masei de aer i acceleraia Coriolis. n cazul micrilor la scar sinoptic acesta are valoarea :Ro = = 10-1

Definim viteza geostrofic sau vntul geostrofic ca fiind vectorul de componentVg = (ug,vg,0) = =

Aproximaia geostrofic arat echilibrul dintre forele eseniale ce intervin n cazulcirculaiei la scar mare. Circulaia real se abate n fiecare moment de la echilibrul geostrofic. Abaterea vntului real fa de cel geostrofic poart numele de component ageostrofic a vntului. Micarea ageostrofic este determinat de fora Coriolis i de fora de frecare.Vag = V - VgComponentele vntului ageostrofic : uag = - +

vag = + -

31 + 32. Vantul termic + Circulaia general a atmosferei, cureni jet

Se definete vntul termic ca fiind diferena dintre vntul geostrofic la presiunea p i vntul geostrofic la presiunea p0 :

VT = Vg Vg0 = k x (Zp Zp0) = , unde Zp si Zp0 sunt gradientii pe suprafetele izobarice p si p0

Vntul termic este perpendicular pe gradientul termic i paralel (tangent) cu izotermele. Vntul termic este astfel orientat nct regiunea cald a aerului se gsete n partea lui dreapt. De asemenea intensitatea vntului termic crete direct proporional cu grosimea stratului de aer.Teoria vntului termic i gsete o larg aplicaie n sinoptic, stnd la baza explicriiunor procese importante ale circulaiei atmosferei: - circulaia de altitudine predominant zonal (de la vest ctre est);- creterea intensitii circulaiei n troposfera superioar;- variaia vitezei vntului cu altitudinea, puse n eviden prin sondajele termice pilot. Astfel, n cazul rotirii vntului termic spre stnga are loc o advecie rece, iar n cazul rotirii spre dreapta are loc o advecie cald. - explicarea formrii curenior jet (jet stream).

Curentii jet sunt cureni de aer relativi nguti ce se gsesc n atmosfer, la aproximativ11 km de suprafaa terestr (stratosfera), sub tropopauz. Acetia se formeaz la limita maselor de aer cu diferene semnificative de temperatur. Cei mai semnificativi cureni jet sunt: curenii jet subpolari formai la intersecia masei de aer rece din regiunea polar cu cea a masei de aer cald din regiunile mai sudice i curenii jet subtropicali ce se formeaz n regiunea tropical n timpul verii.