Ministerul Educaiei al Republicii MoldovaUniversitatea Pedagogic de Stat Ion CreangFacultatea de Istorie i Geografie

REFERAT

Tema:Vaporii de apa in atmosfera

A efectuat: Buc Marta ,Gr.201A verificat: Boian Ilie

Chiinau, 2014

Plan de lucru:1. Introducere 2. Originea i rspndirea vaporilor de ap n atmosfer3. Evaporaia .Viteza de evaporaie4. Tensiunea de saturaie5. Variaia zilnic i anual a tensiunii vaporilor i a umezelii relative

.

1. Introducere Existena apei n atmosfer constituie elementul esenial al vieii pe Pmnt. Dei cantitatea de ap din atmosfer reprezint doar 0,001% din oceanul planetar, rolul ei n desfurarea tuturor proceselor biologice, fizice i chimice este enorm. Fr ap, planeta noastr ar fi un imens deert. Cea mai mare parte din cantitatea total (95%) se afl sub form de vapori, restul fiind sub form de particule lichide i solide, care alctuiesc norii. ntre suprafaa terestr i atmosfer are loc un schimb permanent de umezeal rezultat n urma unor procese complexe de evaporare de la suprafaa oceanelor (86%) i a continentelor (14%, incluznd i evapotranspiraia plantelor), condensare i precipitare, care duc la existena cunoscutului circuit al apei n natur.2. Originea i rspndirea vaporilor de ap n atmosfer Vaporii de ap reprezint unul dintre componentele gazoase ale aerului a cror proporie este foarte variabil oscilnd de la aproape 0% n regiunile tropical uscate i cele temperat-continentale (iarna) pn la 4 % n regiunea ecuatorial i regiunile tropical umede (0,4-1,3 % n regiunea temperat).O pondere covritoare din volumul de vapori de ap existent la nivelul atmosferei terestre provin de pe suprafaa Oceanului Planetar prin intermediul procesului de evaporare (86 % din toat apa evaporat anual, respectiv din 525000 km). Restul de 14 % se evapor de pe suprafeele continentale: lacuri, cursuri de ap, mlatini, soluri, zpad i ghea, transpiraia plantelor, vulcanism etc. Vaporii de ap joac un rol esencial n favorizarea efectului de ser iar prin condensare constituie factorul primar al formrii norilor i a precipitaiilor.

3. Evaporaia .Viteza de evaporaie

Fig.1. Reprezentare schematic a procesului de evaporare (sursa:http://www.tapintoquality.com) Moleculele de ap se deplaseaz dezordonat n interiorul lichidului cu viteze i direcii variabile, o parte din molecule nvingnd fora de coeziune a apei i trecnd n mediul atmosferic (Fig.1.). Astfel iniial rspndirea vaporilor de ap n atmosfer se efectueaz prin intermediul proceselor de difuzie molecular (evaporare) urmnd apoi a fi transportai pe vertical i orizontal avnd la baz procesele de difuzie turbulent, convecie i advecie. De menionat faptul c nsui vaporii de ap contribuie la rspndirea lor n atmosfera liber prin favorizarea fenomenelor convective n condiiile n care densitatea lor nu reprezint dect 5 optimi din densitatea aerului uscat.Viteza de evaporare, adic cantitatea de ap evaporat ntr-un anumit interval de timp (g/m/s), este direct proporional cu temperatura aerului, deficitul de saturaie i viteza vntului i invers proporional cu presiunea atmosferic i salinitatea apei. Intensitatea evaporrii mai este influenat, de asemenea, de:- textura solurilor - de pe solurile argiloase cu ascensiune capilar mai accentuat se evapor mai mult ap;- formele de relief - deasupra formelor pozitive de relief valori mai ridicate ca urmare a schimbului turbulent mai intens;- gradul de acoperire cu vegetaie evaporarea este mai accentuat deasupra solurilor mpdurite n acest caz intevenind i procesul de transpiraie al plantelor. !Evapotranspiraia procesul de pierdere combinat de umiditate de pe o anumit suprafa att prin evaporare direct de pe sol ct i prin transpiraia plantelor.4. Tensiunea de saturaieUmezeala sau umiditatea aerului este definit prin coninutul n vapori de ap existeni la un moment dat n atmosfer. Este o nsuire important a aerului att din punct de vedere meteorologie ct i bioclimatic. Gradul de umiditate are o mare importan din punct de vedere meteorologic, deoarece vaporii de ap influeneaz bilanul radiativ-caloric al aerului, prin absorbia radiaiilor de und lung iar prin condensare genereaz norii, ceaa, precipitaiile lichide i solide.Cantitatea de vapori de ap din atmosfer se exprim prin diferii parametri sau mrimi fizice, cum sunt: tensiunea vaporilor de ap, umezeala absolut, umezeala specific, umezeala relativ, temperatura punctului de rou, deficitul dc saturaie, starea higrometric. a) Tensiunea vaporilor de ap sau fora elastic (e sau pv) reprezint presiunea parial ce revine vaporilor de ap dintr-un volum de aer. Ea se exprim n mjlimetri coloan de mercur sau n milibari (hectopascali). Conform legii iui Dalton, care precizeaz c presiunea total a unui amestec de gaze este egal cu suma presiunilor pariale ale gazelor componente, rezult c presiunea parial a vaporilor de ap (Pv), plus presiunea parial a aerului uscat (Pu) constituie presiunea loial a atmosferei (P):P = Pv + Pu La o anumit temperatur, cantitatea de vapori dintr-un volum de aer poate crete pn la o valoare limit numit tensiune maxim a vaporilor sau tensiune de saturaie (E). Ea se definete ca presiunea vaporilor de ap ce satureaz un volum dc aer. n funcie de relaiile care se stabilesc ntre tensiunea maxim (E) i tensiunea real din momentul observaiei (e), aerului poate fi: nesaturat, cnd e < E; saturat, cnd e = fi,; suprasaturat, cnd e > E.

5. Variaia zilnic i anual a tensiunii vaporilor i a umezelii relative Umezeala absolut (a) reprezint cantitatea de vapori de ap pe care o conine in m3 de aer la o anumit temperatur. Referindu-ne la unitatea de volum, umezeala absolut este n realitate densitatea vaporilor. Ca i n cazul tensiunii vaporilor, valoarea va crete o dat cu creterea temperaturii (cu ct aerul este mai cald, cu att poate ngloba o cantitate mai mare de vapori). Cantitatea dc vapori care satureaz un m3 de aer se numete umezeal absolut maxim sau de saturaie (A). Umezeala specific (s) reprezint cantitatea de vapori de ap pe care o conine 1 kg dc aer umed. Se exprim n g/kg i poate fi redat sub forma:S= gv/gaumed = 0,623e/p in caregv - greutatea vaporilor dc ap;gaumed - greutatea aerului umed;e - tensiunea vaporilor de ap;p - presiunea atmosferic.Cantitatea de vapori care satureaz un kilogram de aer se numete umezeal specific maxim sau de saturaie (S). Din cele prezentate pn aici, rezult c umezeala aerului poate fi apreciat fie direct, prin cantitatea de vapori pe care o conine aerul (a,s), fie indirect prin presiunea pe care acetia o exercit (e). Aceste mrimi nu indic gradul de saturaie a aerului de aceea se uziteaz i alte mrimi. Umezeala relativ (f) este mrimea care reprezint cel .mai bine gradul de saturaie a aerului cu vapori de ap. Ea indic n procente, ct din cantitatea vaporilor de ap necesar condensrii exist la un moment dat n atmosfer, tiind c pentru aerul saturat, are valoarea de 100%. Ea reprezint raportul procentual dintre tensiunea vaporilor (e) i tensiunea de saturaie (E):r= e/E*100 Se mai poate exprima i prin raportul dintre umezeala absolut (a) i umezeala absolut maxim (A):f = a/A *100Valoarea umezelii relative depinde de temperatura aerului. Dac ntr-un volum dc aer cantitatea vaporilor de ap rmne constant, prin creterea temperaturii, valoarea umiditii relative se micoreaz i aerul devine tot mai uscat, iar scderea temperaturii determin creterea acesteia. . La recomandarea Organizaiei Meteorologice Mondiale, umezeala relativ a aerului se noteaz cu litera t" i nu cu r", ca n lucrrile de specialitate anterioare. n funcie de valoarea umiditii relative, aerul se caracterizeaz din punct de vedere higrometric astfel:f > 100% - suprasaturat;f = 100% - saturat;f = 91-99% - foarte umed;f=81-90% -umed;f = 51-80% - normal:F= 31-50% -uscat;f 30% - foarte uscat. Umezeala relativ a aerului prezint o variaie mult mai mult influenat de orientarea i nclinarea versanilor i de altitudine, care este asemntoare celei din zonele de cmpie, cu producerea unui maximum vara i unui minimum iarna, n depresiuni i n vi. De la o anumit nlime, n funcie de zona climatic, umezeala relativ maxim se produce la nceputul verii, dup amiaza, datorit predominrii micrilor ascendente, iar cea minim iarna i n timpul nopii, ca efect al micrilor descendente ale aerului. Inversarea tipurilor de variaie diurn i anual a umezelii relative a aerului se produce ntre 1500 i 2000 m altitudine, n funcie de zona macroclimatic i orientarea versanilor fa de advecia maselor de aer umed.