1

1. STRUCTURA ŞI COMPOZIŢIA ATMOSFEREI

Fizica atmosferei este acea parte a fizicii care se ocupă cu studiul structurii şi compoziţiei

atmosferei terestre şi a fenomenelor fizice şi proceselor din atmosferă (mişcarea şi circulaţia

maselor de aer, transformări de stare ale apei, propagarea undelor de diferite tipuri, etc.). În cadrul

fizicii atmosferei există mai multe capitole, în care se studiază diferite aspecte ale fizicii

atmosferei: statica, termodinamica, dinamica, electricitatea şi optica atmosferică, meteorologia şi

aeronomia (ultima este ştiinţa ce se ocupă cu studiul atmosferei înalte şi medii). Fizica atmosferei

este strâns legată de celelalte ştiinţe care studiază Pământul (geofizica, geodezia, chimia proceselor

terestre şi a celor atmosferice). Dezvoltarea ei s-a datorat iniţial, în mare parte, necesităţii de a

cunoaşte şi de a prevedea vremea, ce se defineşte ca fiind starea atmosferei la un moment dat.

Metodele experimentale de studiu a atmosferei folosesc tehnici de la cele mai simple (giruete,

pluviometre) până la cele mai complicate (sateliţi, radiolocaţie). Ca orice studiu, fizica atmosferei

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

înţelegerea, dirijarea şi controlul unora din fenomenele atmosferice pentru a le folosi în scopuri

practice, previziunea fenomenelor meteorologice globale (seceta, inundaţii, riscuri de întrerupere a

telecomunicaţiilor) sau locale (ceaţa, grindina), amplasarea unor obiective civile astfel încât să

reducă la maxim impactul negativ al acestora asupra mediului înconjurător.

1.1 STRUCTURA ATMOSFEREI

Datorită variabilităţii mari a temperaturii, compoziţiei, dinamicii atmosferei, există mai

multe criterii de clasificare a structurii sale.

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

defineşte gradientul vertical de temperatură ca fiind variaţia temperaturii pe unitatea de înălţime:

dzdT

−=Γ . (1.1)

In funcţie de valorile lui γ, atmosfera se împarte în câteva straturi orizontale, fiecare dintre

ele caracterizate de o anumită variaţie a temperaturii cu înălţimea. Acestea sunt (fig.1.1):

• troposfera, cuprinsă între 0 şi 10 (poli) –18 (ecuator) km

• stratosfera, cuprinsă între 12-15 şi 45-55 km

• mezosfera, cuprinsă între aproximativ 50 şi 80-85 km

• termosfera, cuprinsă între 80 şi 800 km

2

• exosfera, la altitudine mai mare decât 800 km.

Un alt criteriu de divizare a atmosferei este omogenitatea acesteia. Atmosfera este omogenă

sub aproximativ 100 km, zonă numită homosferă, şi heterogenă la altitudini mai mari, strat care se

numeşte heterosferă. Aici densitatea mică a aerului duce la fracţionalitatea constituenţilor gazoşi.

1.1.1 Caracteristicile straturilor atmosferice

Troposfera este cea mai joasă pătură a atmosferei şi vine în contact direct cu suprafaţa

Pământului. Temperatura scade treptat, de la o medie de 10° C până spre valori de -50°C.

Gradientul temperaturii este aproximativ 6 – 7° C/km. În troposferă se găseşte cea mai mare parte

a vaporilor de apă. Aici se formează norii, precipitaţiile, ceaţa.

Temperatura (K)

Troposfera

Stratosfera

Mezosfera

Termosfera

Stratopauza

Tropopauza

Alti

tudi

nea

(km

)

Mezopauza

Fig. 1.1 Variaţia temperaturii în atmosferă şi primele patru straturi atmosferice. Exosfera se află la altitudini mult mai mari iar temperaturile sunt, de asemenea,

mult în afara scalei alese.

La rândul ei, troposfera se împarte în:

• stratul inferior (0-2 km) sau stratul limită planetar, în care are loc mişcarea

turbulentă a aerului, schimburile active de căldură, transformările importante de

fază.

• stratul mijlociu (2-7 km) în care umiditatea scade mult astfel încât masele noroase

ce se formează aici aduc precipitaţii slabe

3

• stratul superior (7-12 km) în care umiditatea este şi mai scăzută, temperatura este

deja mult sub 0° C şi norii sunt formaţi numai din gheaţă şi nu aduc precipitaţii.

Zona de tranziţie dintre troposferă şi stratul superior se numeşte tropopauză, unde

temperatura este constantă, aproximativ -50°C.

În straturile inferioare ale stratosferei temperatura este scăzută însă creşte rapid pe măsură

ce altitudinea creşte, atingând la limita superioară valori de 10-20°C. Termenul de stratosferă

sugerează existenţa straturilor. Compoziţia chimică diferă de cea a troposferei, în primul rând

datorită prezenţei ozonului, care se află (aproape) în totalitate în stratosferă. Acesta este

răspunzător pentru încălzirea stratosferei superioare, care are loc ca urmare a faptului că este el

este caracterizat de existenţei unor linii puternice de absorbţie a radiaţiei UV şi IR care provine de

la Soare. Vaporii de apă sunt în cantităţi reduse. Un fenomen specific este prezenţa, în jurul

altitudinii de 25 km, a unor starturi subţiri de nori sidefii, formaţi din apă suprarăcită. Gradientul

negativ de temperatură (temperatură mai mare în straturile de la altitudine mai mare) face ca

stratosfera să fie relativ stabilă în sensul că turbulenţele şi dezvoltarea mişcărilor verticale ale

aerului sunt limitate. Stratosfera este separată de mezosferă prin stratopauză.

Regiunea dintre troposferă şi mezosferă se numeşte atmosfera medie, troposfera este situată

în atmosfera joasă iar mezosfera şi termosfera constituie atmosfera înaltă.

În mezosferă presiunea este de 200 de ori mai mică decât cea de la suprafaţa Pământului iar

temperatura scade rapid cu înălţimea, ajungând la -70°C în apropiere de 80 km, astfel încât în

această regiune gradientul vertical al temperaturii este mare. Ca urmare, dinamica atmosferică este

foarte activă, astfel încât vânturile pot atinge valori foarte mari, de sute de km/h. În partea

superioară se întâlnesc norii argintii formaţi din particule de gheaţă. Mezopauza, zona de tranziţie

dintre mezosferă şi termosferă, este o regiune în care proprietăţile atmosferei, atât în ce priveşte

compoziţia cât şi în ce priveşte desfăşurarea proceselor atmosferice, se modifică esenţial.

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

prezentate mai sus. Deoarece radiaţia solară este puternic absorbită la altitudini mari, temperatura

creşte repede, ajungând la 1500°C astfel încât gradientul vertical al temperaturii este negativ.

Compoziţia aerului se modifică radical ca urmare a ionizării puternice datorate componentei UV

din radiaţia solară, ce are ca efect disocierea moleculelor de O2, CO2, NO şi apariţia gazelor

atomice. În plus componenta ionizată, rezultatul fotoionizării şi al altor procese de ionizare

(schimb de sarcină, etc.), devine din ce în ce mai importantă. Ca urmare, densitatea particulelor

încărcate electric creşte cu înălţimea, componenta neutră devine din ce în ce mai puţin reprezentată

iar procesele atmosferice sunt dominate de componenta ionizată adică de plasma ionosferică. Cel

mai spectaculos exemplu al unui astfel de proces este aurora polară, care are loc în termosfera

joasă (la 100-150 km). Mai puţin spectaculos, însă de o importanţă covârşitoare, este fenomenul de

4

transmitere a undelor radio la distanţe mari, care are la bază reflecţia acestora pe diferite straturi

ionosferice.

În sfârşit, exosfera, stratul ultim al atmosferei, separată formal de termosferă prin

termopauză, este caracterizată de temperaturi foarte mari. Atracţia gravitaţională la altitudinile

corespunzătoare exosferei scade mult, astfel încât particulele de gaz se împrăştie în spaţiul cosmic,

fenomen denumit disipaţie. Componenta neutră este practic nulă iar densitatea este extrem de mică

(distanţa dintre două particule este în jur de 100 km!).

1.1.2 Formarea şi evoluţia atmosferei

La începuturile istoriei sale (cu multe milioane de ani în urmă), Pământul era format din gaz

şi praf solar. În urma ciocnirilor cu meteori sau comete. Încet, încet, metalele grele (nichel sau fier

s-au adunat, formând nucleul planetar, în timp ce elementele mai uşoare, care conţin carbon, au

rămas la suprafaţă. Pe măsură ce masa planetară a început să crească gazele grele au început să fie

captate în procesul de solidificare a rocilor. Gazele uşoare captate de Pământ, adică metanul,

amoniacul şi hidrogenul au rămas la suprafaţă, formând atmosfera originară a Pământului, complet

lipsită de oxigen. Radiaţia UV emise de Soare, foarte intensă la început, a avut ca efect ruperea

moleculelor de metan sau amoniac şi eliberarea de hidrogen, care, fiind foarte uşor, nu a putut fi

reţinut în atmosferă. Gazele care fuseseră captate sub suprafaţa terestră au început să fie eliminate,

mai ales ca urmare a erupţiilor vulcanice, astfel încât în atmosferă au început să se acumuleze

bioxidul de carbon, azotul şi vaporii de apă. Ca urmare a condensării acestora din urmă şi a ploilor

grele şi de lungă durată s-au format oceanele. Cantităţi mari de bioxid de carbon au fost astfel

îndepărtate din atmosferă şi transportate în roci sau în apa oceanelor. Prin fotoliza vaporilor de apă

şi a CO2 s-a format oxigenul, la început în cantitate mică. Se crede la ora actuală că viaţa a apărut

în oceane sub forma unor tipuri de bacterii care supravieţuiesc doar în medii lipsite de oxigen.

Abia după ce au apărut primele forme de alge a început acumularea de oxigen în atmosferă, ca

produs rezultat în urma fotosintezei. În acelaşi timp acelaşi proces de fotosinteză a dus la scăderea

dramatică a procentului de CO2 şi la înlocuirea acestuia cu oxigen.

1.2 COMPOZIŢIA ATMOSFEREI

1.2.1 Mărimi caracteristice gazelor

• concentraţia volumică procentuală, cV, a unui component gazos i, reprezintă

raportul dintre volumul ocupat de acesta şi volumul ocupat de aer în aceleaşi

condiţii:

5

aer

iV V

Vc = [%] (1.2)

Această mărime se mai măsoară şi în ppmv, părţi volumice per milion.

• concentraţia masică procentuală, cm, este raportul dintre masa componentului gazos

i şi masa aerului:

aer

im m

mc = [%] (1.3)

Relaţia dintre cele două concentraţii este:

Vaer

im cc

μμ

= .

• presiunea parţială, pi, a unei componente gazoase, este presiunea gazului respectiv

dacă ar ocupa singur întreg volumul aflat la dispoziţie. Gazele atmosferice respectă

legea lui Dalton: orice component gazos al unui amestec de gaze ideale se distribuie

într-un volum dat independent de prezenţa celorlalţi componenţi.

aeri

ii V

TRmp

μ= (1.4)

aera

aa V

TRmp

μ= (1.5)

Din (1.3) şi (1.4) rezultă:

aerVi pcp =

• concentraţia particulelor de tip i, ni, adică numărul de particule din unitatea de

volum.

i

ii V

Nn = [m-3] (1.6)

1.2.2 Aerul atmosferic

Aerul atmosferic este un amestec de gaze a cărui compoziţie variază cu altitudinea. În

câmpul gravitaţional al Pământului moleculele de aer tind să cadă, în timp ce datorită agitaţiei

termice molecule de aer tind să se împrăştie. Ca urmare, aerul atmosferic are o distribuţie verticală

descrisă cel mai simplu printr-o lege exponenţială de scădere a densităţii cu înălţimea. Limita

inferioară a acesteia este constituita din suprafaţa Pământului, unde densitatea este maximă, în

timp ce limita superioară se situează formal la 2000 km. Masa atmosferei este apreciată la 5 . 105 t,

ceea ce reprezintă aproximativ o milionime din masa Pământului şi 1/300 din cea a hidrosferei.

6

Aerul natural are o masă molară medie de 28.9 kg/kmol şi are în compoziţie gaze de diferite

tipuri, care, după timpul lor de viaţă, se împart în:

• gaze permanente, al căror timp de viaţă este practic infinit, reprezentate de gazele

nobile (inerte din punct de vedere chimic): Ne, Ar, Kr, Xe

• gaze cvasipermanente, al căror timp de viaţă este de ordinul miilor de ani: N2, O2,

He

• gaze cu variaţie lentă, al căror timp de viaţă este de ordinul anilor/lunilor: CO2, CO,

H2, CH4, O3, N2O

• gaze cu variaţie rapidă, al căror timp de viaţă este de ordinul zilelor: SO2, H2S, NO,

NO2, NH3

Tabel 1.1. Compoziţia naturală a aerului

Constituent Concentraţia volumică

procentuală

Masa

molară

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

1.2.2.1 Componenţii principali

Masa atmosferei este concentrată în proporţie de aproape 99.9 % sub altitudinea de 100 km;

mai mult de 90% din atmosferă se află sub 20 km altitudine. Constituenţii principali sunt:

• Azotul molecular, N2, cu o concentraţie volumică medie de 78%, care este un gaz

pasiv a cărui proporţie rămâne nemodificată până spre 100 km. La altitudini mai

mari el disociază sub acţiunea radiaţiilor solare şi se transformă în gaz atomic.

• Oxigenul molecular, O2, ce ocupă 21% din aerul atmosferic, cu rol important din

punct de vedere fizic în absorbţia componentei UV din radiaţia solară. Oxigenul

7

molecular disociază şi el şi, în urma reacţiei dintre oxigenul atomic şi cel molecular,

formează ozonul.

• Argonul, Ar, în concentraţie de 0.9%, care este un gaz nobil, inert.

1.2.2.2 Componenţii minori (Urme)

Componenţii principali însumează 99.9% din aerul atmosferic (pentru altitudini de până la

100 km). Restul de 0.1% este reprezentat de totalitatea celorlalţi constituenţi gazoşi, care includ

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

oxizi ai azotului.

Dioxidul de carbon, CO2, este un component natural al aerului, în concentraţie volumică de

0.03% sau 300 ppmv. El absoarbe şi radiază energia termică în spectrul IR al acesteia. Acesta este

inert din punct de vedere chimic departe de suprafaţa terestră. El este produs în mod natural la

suprafaţa terestră însă şi ca urmarea a activităţilor umane. Arderile de combustibil au mărit

concentraţia de CO2 din atmosferă. Se pare că creşterea acestui constituent se situează la un nivel

de 15% în ultima jumătate de secol. Este ştiut că acest gaz are proprietatea de a absorbi radiaţia

emisă de Pământ şi deci are efect de seră. Cu cât concentraţia sa este mai mare cu atât efectul de

seră devine mai important. Una din consecinţe este, se pare, creşterea temperaturii globale din

ultimii ani, despre care unii oameni de ştiinţă afirmă ca se va accentua în viitor.

Vaporii de apă sunt cea mai importantă dintre componentele tip urmă. Aceştia sunt

concentraţi într-un strat subţire adiacent suprafeţei Pământului, de cca 2 km, într-un raport de

amestec de aproximativ 20 g/kg (definirea raportului de amestec se găseşte în capitolul următor).

Apa este prezentă în atmosferă sub toate formele posibile, lichidă, solidă şi gazoasă, şi generează

ceaţă nori, ploaie, ninsoare. Distribuţia ei este foarte variabilă atât în spaţiu (pe orizontală şi

verticală) cât şi în timp şi depinde de relief, anotimp, localizare geografică, dinamica atmosferei,

etc. Concentraţia apei (în speţă a vaporilor de apă) variază de la aproximativ 3% la suprafaţa

Pământului (cât este în ceaţa caldă) până la 4-6 ppmv, sau 0.0004 – 0.0006 % în stratosferă.

Concentraţia de vapori de apă variază şi cu latitudinea, având maximul la Ecuator şi descrescând

uşor către poli, unde concentraţia lor este foarte mică (raport de amestec sub 5 g/kg). este un

element foarte important în înţelegerea fenomenelor meteorologice şi a climatului. Vaporii de apă

sunt activi din punct de vedere fizic, absorb şi radiază energia termică (energia radiativă din

domeniul IR) de la suprafaţa Pământului. Ei sunt elementul esenţial în formarea norilor din

troposferă, în activarea şi formarea unor particule din stratosferă, cum ar fi aerosolii şi un anumit

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

Ozonul, O3 este de o importanţă vitală pentru omenire deoarece absoarbe radiaţia UV

dăunătoare, din domeniul 200-300 nm, împiedicând-o astfel să ajungă la suprafaţa Pământului. Se

8

pare că ozonul a jucat un rol definitoriu în formarea atmosferei actuale a Pământului. El se găseşte

în proporţie neglijabilă în troposferă (0.000005 % sau 0.05 ppm) şi atinge un maxim de

concentraţie ce poate ajunge până la valori de cca 10 ppm la altitudini de 20-30km, în stratosfera

joasă. În acest interval de altitudini oxigenul molecular disociază sub acţiunea radiaţiei UV, iar

oxigenul atomic rezultat interacţionează cu cel molecular, dând naştere moleculei de ozon,O3.

Cantitatea totală de ozon dintr-o coloană verticală se exprimă în unităţi Dobson (UD), care este

măsura „grosimii” ozonului din coloana respectivă şi reprezintă înălţimea, exprimată în miimi de

cm, pe care ar avea-o acea coloană dacă tot ozonul ar fi adus lângă suprafaţa terestră la

temperatura şi presiunea standard (0°C şi 1 atm). Înălţimea coloanei în acets caz ar fi de ordinul 1

– 4 mm. Valorile astfel exprimate variază între 250 UD la Ecuator şi 400 UD la latitudini mari la

echinox (primăvara în emisfera nordică, toamna în cea sudică)

Ca urmare a acţiunii radiaţiei UV oxigenul molecular disociază în oxigen atomic, care apoi

se recombină cu cel molecular formând ozonul, dacă există un al treilea component (N2 or O2, cele

mai abundente două molecule din atmosferă) care să preia excesul de energie eliberat prin această

reacţie.

O2 + hν → 2 O

O2 + O + A → O3 + A.

Mai departe, tot sub acţiunea radiaţiei UV, ozonul se rupe în oxigen molecular şi oxigen

atomic.

O2 + hν O → O2 + 2 O

Timpul de viaţă al ozonului variază mult cu altitudinea. În stratosfera joasă acetsa este de

câteva săptămâni şi, deorece este mult mai mare decât scala temporală a mişcărilor atmsoferice

care este de 1 zi, distribuţia este controlată mai ales de dinamica stratosferică. În troposferă ozonul

este distrus rapid şi la fel se întâmplă şi în stratosfera superioară.

Prezenţa ozonului este şi cauza încălzirii puternice a stratosferei. Deşi ozonul se află într-un

proces permanent de creaţie şi distrugere, concentraţia de ozon este relativ constantă şi atinge la

altitudinea de 30 km, concentraţii în jur de 5 x 1012 cm-3. Există variaţii importante ale cantităţii de

ozon care se datorează mai ales fenomenelor de transport şi, în mai mică măsură, celor chimice.

Ozonul este produs şi la suprafaţa Pământului, în două moduri: arderea de biomasă (arderile din

agricultură, păduri, junglă, savane, câmpii) şi interacţiunea dintre fumul industrial şi radiaţia

solară. Ozonul, a cărui existenţă în stratosferă este vitală, datorită capacităţii sale de a absorabe

aproape în totalitate radiaţiile UV, este dăunător dacă se află în concentraţii crescute la nivelul

troposferei datorita acţiunii sale nocive asupra organismelor.

Metanul, CH4, se află într-o proporţie de cca. 1.7 ppmv şi este concentrat în stratul inferior

al atmosferei. În apropierea surselor de metan există zone care cu concentraţii crescute de metan,

9

însă amestecul vertical este lent şi limitează transportul metanului la altitudini mai mari sau în

zonele cu concentraţii scăzute. Metanul are timp de viaţă lung şi este distrus în urma reacţiei cu

radicalul hidroxid OH.

Compuşii azotului, NO şi N2O, sunt produşi naturali ai proceselor bacteriene din sol. Ei

rezultă însă şi ca urmare a activităţilor umane de fertilizare a solurilor şi de ardere a

combustibililor fosili, procese care pot furniza până la 25% din cantitatea totală de oxizi de azot

din atmosferă. NO are rol în distrugerea catalitică a ozonului iar N2O are efecet de seară, însă mult

redus faţă de vaporii de apă şi CO2.

Gazele rare, neonul şi heliul, sunt gaze inerte şi se află în concentraţii de 20 ppmv,

respectiv 5ppmv.

O parte din componenţii minori prezentaţi mai sus (CO2, vaporii de apă, metanul) precum şi

altele produse artificial (clorfluorcarbon – CFC) sunt gazele de seră deoarece sunt active în

domeniul absorbţiei energiei radiaţiei solare din domeniul de lungimi de undă mici, UV şi

împrăştierii ei sub forma radiaţiei de lungime de undă mare, IR (energia termică).

1.2.2.3 Aerul poluat

O componentă ce nu există în mod natural în atmosferă sunt gazele industriale de tipul

clorfluorcarbon (CFC-10, 11 12), care sunt eliberate în atmosferă mai ales din anii 1950, când a

început folosirea lor pe scară largă. Aceste gaze sunt antropice şi sunt stabile în troposferă.

Deoarece nu sunt solubile în apă nu sunt îndepărtate prin căderea precipitaţilor (proces care, după

cum se vă arată în capitolul 5, este un proces eficient de curăţare a atmosferei). Prezenţa lor în

atmosferă are un impact negativ puternic asupra concentraţiei de ozon. Deoarece speciile acetsea

au timp lung de viaţă, ele sunt transportate prin procesele convective verticale în stratosferă, unde

sunt disociate sub acţiunea radiaţiei UV. Clorul produs astfel cu O3 pe care îl distruge. Se pare că

acesta este un proces important în scăderea stratului de ozon de deasupra Antarcticii, deşi cercetări

mai noi arată că dinamica stratosferică (evident independentă de activităţile umane) şi norii foarte

înalţi din atmosferă par să joace un rol cel puţin la fel de important.

Creşterea concentraţiei uneia dintre componentele existente în mod natural în atmosferă sau

apariţia altei componente, create în mod artificial, reprezintă fenomenul de poluare. Componentele

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

diferite reacţii şi interacţiuni între componentele naturale sau poluante.

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

aproximativ 30%. Această creştere se datorează mai ales intervenţiei umane, deşi există şi cauze

naturale, acestea din urmă însă având efecte cu mult mai mici. Cauzele creşterii sunt

descompunerile de natură organică, incendiile forestiere, emisiile vulcanice, arderile de

10

combustibili fosili, despăduririlor în scopul cultivărilor de cereale, schimbările survenite în

acoperirile suprafeţei Pământului.

Cantitatea de metan a crescut cu 150%, creşterea în cazul acestei componente având cauze

comune cu cele ale creşterilor C02. Alte procese care produc metan sunt extracţiile de gaz natural

şi petrol, arderea de biomasă, orezăriile, creşterea numărului de rumegătoare.

O componentă care nu exista în perioada pre-industrială, cu efecte importante în special

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

emisiile datorate frigiderelor, spray-urilor pe bază de aerosoli, agenţi de curăţare, etc.

1.2.2.4 Ionii

Ionii există în troposferă în concentraţii mici şi sunt produşi ca urmare a fulgerelor,

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

radioactive. Deoarece densităţile lor sunt mici, rolul lor în procesele dinamice, termodinamice,

meteorologice din atmosfera joasă este aproape nul. În anumite cazuri însă, considerarea lor este

esenţială în explicarea unor fenomene, cum ar fi de exemplu formarea nucleelor de condensare, ce

contribuie la formarea norilor, în anumite cazuri.

La altitudini mai mari ei sunt rezultatul ionizării gazelor neutre ca urmare a acţiunii radiaţiei

UV. După cum am specificat mai sus, concentraţia lor creşte începând cu mezosfera, şi împreună

cu electronii, formează un gaz ionizat, plasma ionosferică. Procesele la aceste altitudini sunt

guvernate de interacţiunea dintre plasma ionosferică şi gazul neutru, în care rolul fiecărei

componente depinde de altitudine.

1.2.2.5 Aerosolii

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

ordine de mărime (1 μm – 5 mm) aflate în suspensie în atmosferă. Aerosolii provin din surse

naturale (praf, sare de mare, erupţii vulcanice) sau artificiale (origine antropologică) şi sunt

produşi direct (cenuşi vulcanice) sau indirect, în urma unor reacţii chimice de conversie gaz –

particulă (ca, de exemplu, transformarea bioxidului de sulf în particule mici lichide de acid sulfuric

în urma reacţiei cu vaporii de apă) Rolul lor în atmosferă este crucial pentru că furnizează nucleele

de condensare ce duc la formarea norilor, atât a celor din troposferă cât şi a celor din stratosfera de

latitudine mare – norii polari stratosferici. Aceştia din urmă au, după cum am arătat, un rol

important în formarea găurii de ozon din regiunea polară. Efectul lor asupra bugetului radiativ al

Pământului este de asemenea important, dat fiind că ei reflectă radiaţia solară din domeniul vizibil

şi absorb energia termică (IR) emisă de Pământ şi atmosferă.

11

1.3 DISTRIBUŢIA PRESIUNII

1.3.1 Distribuţia presiunii în plan vertical

1.3.1.1 Aproximaţia hidrostatică.

Presiunea variază în plan vertical ca urmare a echilibrului între atracţia gravitaţională

asupra atmosferei şi tendinţa de expansiune a gazelor. Atmosfera se află în echilibru hidrostatic,

adică presiunea pe o suprafaţă este egală cu greutatea coloanei de aer de deasupra acelei suprafeţe.

∫∞

=z

dzgzp ρ)(

Se delimitează un volum de fluid, de suprafaţă S şi înălţime dz. La echilibru hidrostatic,

forţele de presiune din interiorul fluidului sunt echilibrate de forţa de greutate:

Fp+dp + Fp + G = 0.

gVgmSpSpp dd)d( ρ==−+

Deoarece dV = S dz, rezultă:

dzgdp ρ−= (1.16)

GFp+dp

Fp

dz

Fig. 1.1. Echilibrul hidrostatic

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

zgTR

ppTR

p

aaa dd −==ρ .

Atunci presiunea se obţine prin integrarea relaţiei de mai sus între nivelul de referinţă, z = 0,

p(0) = p0, şi nivelul z, p(z) = p :

∫ ∫ ∫−=⇒−−=p

p

z z

aa TRzgT

pp

TRzg

pp

0 0 00

dlndd

sau

12

∫−

=z

aTRzg

epp 0

d

0 , (1.17)

relaţie care se numeşte formula barometrică.

Pentru determinarea lui p este necesară cunoaşterea dependenţelor de altitudine a

temperaturii şi acceleraţiei gravitaţionale, )(),( zgzT . Ultima poate fi considerată constant în

limitele troposferei, astfel încât singura necunoscută rămâne temperatura. În funcţie de variaţia

acesteia există câteva tipuri de atmosfere.

1.3.2 Tipuri de atmosfere

În funcţie de variaţia parametrilor fizici (temperatură, densitate) cu altitudinea, atmosfera

poate fi de mai multe tipuri, între care cele mai utilizate în calculele atmosferice sunt:

Atmosfera politropă – temperatura descreşte liniar cu altitudinea, gradientul vertical al

temperaturii este constant:

ctzT=−=Γ

dd

, zTT Γ−= 0 .

Ţinând cont de (1.17), se obţine că presiunea la o altitudine oarecare este dată de formula

hipsometrică:

aa R

gTT

pp

Rg

TzT

ppΓ⎟

⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

Γ⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡ Γ−=

000

00 sau , (1.18)

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

de altitudine după legea:

Hz

epp−

= 0 , (1.19)

unde H este scala înălţimilor,

gTR

H a= ,

a cărei valoare pentru temperatura medie globală a atmosferei este de aproximativ 7.5 km dar care

variază puternic cu înălţimea. Relaţia de mai sus este extrem de utilă în aprecierea scăderii

presiunii cu altitudinea.

Atmosfera omogenă - densitatea atmosferică rămâne constantă, 0ρρ =

( )0000 dd zzgppzgp −−=⇒−= ρρ ,

adică presiunea scade liniar.

13

1.3.3 Distribuţia presiunii în plan orizontal

În plan orizontal presiunea are variaţii importante care duc la formarea unor formaţiuni de

relief baric, cu rol determinant în evoluţia vremii.

p – dp

p

p + dp

Gp

GpGp

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

Distribuţia presiunii în plan orizontal formează relieful baric. Suprafeţele izobare sunt

locul geometric al punctelor de egală presiune. Linia izobară este locul geometric al punctelor de

presiune egală dintr-un plan. Se defineşte gradientul baric orizontal ca fiind variaţia presiunii pe

unitatea de lungime pe direcţia normală la liniile izobare, în direcţia scăderii presiunii:

np 1Gnp

dd

−= (1.20)

1.3.3.1 Forme principale ale reliefului baric

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

închise în care presiunea este mai ridicată decât în jur.

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

închise în care presiunea este mai scăzută decât în jur.

1.3.3.2 Forme secundare ale reliefului baric

Dorsala este regiunea de presiune ridicată, delimitată prin izobare deschise curbe (în forma

literei U) de regiuni de presiune mai mică.

Talvegul este regiunea de presiune mică delimitată prin izobare deschise ascuţite (forma

literei V) de regiuni de presiune mai mare.

Şaua barometrică este o regiune de presiune mare, înconjurată de doi cicloni şi doi

anticicloni aşezaţi în cruce, în care izobarele sunt sub forma unor hiperbole conjugate.

Culoarul depresionar este regiunea de presiune coborâtă care uneşte mai mulţi cicloni.

14

Brâul anticiclonic este regiunea de presiune ridicată ce leagă mai mult anticicloni.

Aceste forme de relief baric se întâlnesc atât la suprafaţă cât şi la înălţime, având efecte

importante asupra vremii care vor fi descrise (în parte), în următoarele capitole.

p + dp

p p – dp

Gp

M

p – dp

p p + dp

Gp

D

Fig. 1.3. Anticiclon (M) – stânga şi ciclon (D) – dreapta

Dorsală

p – dpp

p + dp

T alveg

p – d p

p p + d p

Fig. 1.4. Dorsala şi talvegul

Culoar depresionar, presiune mică

D

M D

M

Brâu anticiclonic, presiune mare

ŞA

D

D M

M

Fig. 1.5. Forme secundare de relief. Săgeţile indică sensul de scădere a presiunii.

15

2. TERMODINAMICA ATMOSFEREI

2.1 PROCESE ADIABATE ALE AERULUI USCAT

2.1.1 Ecuaţia de stare

Pentru a studia diferite procese din atmosferă se consideră, în general, un volum de aer,

delimitat virtual de mediul înconjurător, de volum V, masă m şi presiune p, numit particulă de

aer. Aerul atmosferic este compus din gazele atmosferice şi din vapori de apă. Vaporii de apă pot

trece dintr-o fază în alta, modificând esenţial proprietăţile unei mase de aer şi derularea proceselor

atmosferice. Aerul atmosferic este denumit aer umed iar aerul uscat este aerul în care nu există

vapori de apă. Aerul uscat este considerat ca gaz ideal şi ca urmare ecuaţia de stare pentru aerul

uscat este cunoscuta ecuaţie de stare a gazului ideal:

pV = νRT. (2.1)

Pentru unitatea de masă de aer uscat, m = 1 kg, ecuaţia de stare devine:

μ

RTpV =

sau, introducând constanta redusă a aerului uscat,

KkgJ05,287==a

aRRμ

rezultă

pV = RaT. (2.2)

sau, pentru o masă oarecare:

pα = RaT,

unde α = V/m este volumul specific.

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

legea lui Dalton, este

i

ii

ii

ii

RRV

TRppp

μ=== ∑ siunde,

iar masa molară a aerului uscat este

16

∑

∑=

ii

iii

a ν

μνμ .

Căldura schimbată în timpul unui proces este dată de primul principiu al termodinamicii: VpUQ dd +=δ

care se mai poate scrie:

αδ dd puQ += ,

unde α este volumul specific, α = V/m iar u este energia internă pe unitatea de masă.

La presiune constantă aceasta este:

δQ = cp dT

iar la volum constant,

δQ = cV dT +pda.

Mărimile cV, cu valoarea 718 J K-1 kg-1 , şi cp, 1004 J K-1 kg-1, sunt căldurile specifice ale

aerului uscat la volum, respectiv presiune, constante.

2.1.2 Procese adiabate ale aerului uscat

Procesele ce au loc în atmosferă pot fi aproximate, la modul general, prin procese

adiabate. În cursul unui proces adiabatic un sistem termodinamic nu primeşte şi nici nu cedează

căldură: δQ = 0. Un astfel de proces are loc fie dacă el se derulează atât de rapid încât schimbul de

căldură nu are loc, fie dacă sistemul este izolat termic. Procesele adiabate pot fi reversibile şi

ireversibile (în ultimul caz energia sistemului, alta decât căldura, nu se conservă). Procesul

adiabatic reversibil este şi izentropic deoarece, ţinând cont de definiţia entropiei:

TdSrev = δQrev,

δQ = 0 implică S = constant.

În apropierea suprafeţei Pământului există schimb permanent de căldură cu suprafeţele

terestre, astfel încât procesele sunt diabatice .La nivelele superioare aerul este departe de sursele

calde şi reci deci se poate neglija schimbul de căldură şi procesele atmosferice se pot considera

drept adiabate.

În procesele adiabate temperatura depinde de altitudine aşa cum depinde de altitudine

temperatura unei mase de aer uscat care se deplasează adiabatic, deci fără schimb de căldură, şi

cvasistatic pe verticală în sus.

Conform principiului I al termodinamicii:

0dd =+= αδ puQ

17

sau, deoarece du = cv dT, pentru un kmol de gaz, ν = 1, şi ţinând cont de ecuaţia de stare a

termodinamicii rezultă:

⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ +=

ααdR

TdTcT aV0 . (2.3)

Diferenţiind ecuaţia de stare: dTRdppd a=+ αα , rezultă:

TRp

dpdp ad=⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛+

ααα

sau

p

dpTdTd

−=αα .

Revenind la relaţia (2.3)

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−=⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−+=

ppR

TTcT

ppR

TTR

TTcT apaaV

ddddd0 ,

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

p

dpcR

TdT

p

a= . (2.5)

care, integrată pentru o masă constantă de gaz, are rezultatul:

constant=−

p

a

cR

Tp (2.6)

Pe de altă parte, în aproximaţia hidrostatică, cel mai des folosită,

zTR

pgzgpa

ddd −=−= ρ

şi deci (2.5) devine

pap

a

cg

RcgR

dzdT

−=−=

Gradientul vertical de temperatură pentru procese adiabate ale aerului uscat, pe scurt

gradientul adiabatic uscat, Γa, este:

p

a cg

dzdT

=−=Γ (2.7)

şi are valoarea 0,098 °C m-1 sau, în unităţi de temperatură pe suta de metri, aşa cum este el

exprimat în general, Γa = m100C98,0 0 . Gradientul adiabatic uscat reprezintă variaţia temperaturii

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

adiabatică pe verticală aerul se răceşte/încălzeşte cu 1°C pe 100 m.

18

Reprezentarea grafică a variaţiei temperaturii este o dreaptă de pantă aproximativ 45°

într-un sistem de axe în care pe abscisă sunt temperaturile iar pe ordonată se află altitudinea având

ca unitate 100m (fig. 2.1).

45°

t (°C)

z (1

00m

)

Fig. 2.1. Variaţia temperaturii în procesul adiabatic uscat

2.1.3 Temperatura potenţială

În studiul proceselor atmosferice trebuie cunoscută, în anumite situaţii, temperatura unei

particule de aer dacă ea ar fi supusă unei transformări adiabate care să-i modifice presiunea de la

valoarea sa iniţială până la o valoare dată a presiunii, 1000 hPa, numită presiune de referinţă.

Aplicând ecuaţia (2.6) între două stări, (p,V, T) şi (p0, V0, T0) ale particulei de aer, se obţine:

pC

R

pp

TT

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛= 00 (2.8)

cunoscută sub numele de ecuaţia Poisson.

Pentru p0 = 1000 hPa, se defineşte mărimea denumită temperatura potenţială, θ:

pCR

pT ⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

1000θ (2.9)

Temperatura potenţială a unui gaz este temperatura pe care ar avea-o acest gaz dacă ar fi

comprimat sau destins adiabatic până la presiunea de 1000 hPa.

Ecuaţia (2.9) se logaritmează şi diferenţiază şi se obţine:

)lnd()lnd()lnd( pRTcc app −=θ

Dacă se ţine seama de faptul (arătat mai sus) că

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−=

ppR

TTcTQ ap

ddδ

19

şi de exprimarea principiului al II-lea al termodinamicii pentru procese reversibile, dSTQ

=δ , se

obţine:

Sc p d)(lnd =θ .

Pentru procese reversibile ale aerului uscat, pe scurt procese reversibile uscate, uscate,

variaţia relativă a temperaturii potenţiale este proporţională cu variaţia entropiei iar conservarea

entropiei asigură conservarea temperaturii potenţiale. Ca urmare, temperatura potenţială, fiind un

parametru conservativ pentru aerul uscat, joacă un rol foarte important în meteorologie, care derivă

din rolul proceselor adiabatice în atmosferă. Temperatura potenţială este un parametru important

pentru procesele dinamice deoarece, spre deosebire de temperatură, aceasta creşte cu altitudinea,

indiferent de proces.

Mărimile conservative sunt importante în meteorologie întrucât descriu originea şi istoria

maselor de aer. După cum arată ecuaţia (2.5), variaţiile presiunii şi temperaturii vor avea acelaşi

semn; astfel, comprimarea adiabatică, adică creşterea presiunii de-a lungul traiectoriei particulei de

aer, este însoţită de încălzirea particulei de aer, în timp ce destinderea adiabatică determină răcirea

aerului. Temperatura potenţială, în schimb, rămâne constantă. Acest lucru nu mai este adevărat

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

2.2 AER UMED. UMIDITATEA

Aerul umed este amestecul de aer uscat şi vapori de apă, a căror concentraţie determină

felul climei, valorile temperaturii, variaţiile acesteia. Vaporii de apă pot fi saturanţi, şi în acest caz

aerul umed este saturat, sau nesaturanţi şi atunci aerul umed este nesaturat. Masele molare ale

componentelor sunt: aμ = 28,96 kg/mol (pentru aer uscat) şi vμ = 18,016 kg/mol (pentru vapori).

Fiecare componentă poate fi considerată ca un gaz ideal, pentru care se introduce constanta redusă

a gazelor:

KkgJ5,461==v

vRRμ .

Principala diferenţă între apa în stare lichidă, gazoasă şi solidă este energia cinetică medie

per particulă. Într-o viziune foarte simplă, moleculele au energie cinetică maximă în stare gazoasă

(deci vapori) şi minimă în stare solidă (gheaţa). Trebuie adăugat aici că deşi temperatura de 0°C

este cunoscută drept temperatura de îngheţ a apei iar cea de 100°C drept temperatură de fierbere,

acets lucru nu este adevărat peste tot în atmosferă, ştiut fiind că există apă în stare lichidă la mult

sub 0=C (apă suprarăcită). Trecerile dintr-o fază în alta depind foarte mult de existenţa nucleelor

20

de condensare sau de îngheţ iar definiţia celor două puncte de pe scara Celsius se referă la

condiţiile normale de la suprafaţa Pământului. La trecerea apei dintr-o stare în alta se degajă sau se

absoarbe energie. După cum se ştie, la condensare se degajă energie (energia cinetică a

moleculelor scade şi deci, conform principiului conservării energiei, o parte din aceasta se

transformă în energie calorică) în timp ce la evaporare se absoarbe energie (necesară creşterii

energiei cinetice a moleculelor la trecerea din stare lichidă în stare gazoasă). Condensarea

vaporilor de apă într-o regiune duce la eliberare de energie latentă care la rândul ei încălzeşte aerul

înconjurător. Ca urmare acesta se va ridica mai repede şi astfel iau naştere diferite fenomene

atmosferice (intenisficare de vânt, furtuni)

2.2.1 Mărimi caracteristice aerului umed

Conţinutul de vapori de apă se exprimă în termeni de presiune sau de densitate.

Presiunea de echilibru a vaporilor, e, este presiunea parţială a vaporilor aflaţi într-un volum

oarecare de aer umed. Aerul umed devine saturat când conţinutul său de vapori de apă este în

echilibru dinamic cu suprafaţa de apă sau de gheaţă cu care se află în contact, adică atunci când

rata de condensare a vaporilor devine egală cu rata de evaporare. Presiunea parţială a vaporilor de

apă din aerul umed saturat poartă numele de presiune de echilibru sau de saturaţie. Dacă

presiunea acestuia este p, atunci presiunea aerului uscat va fi p – e. Valoarea presiunii de echilibru

depinde de faza în care se află apa şi de forma şi temperatura suprafeţei de evaporare. Când

suprafaţa este plană presiunea de saturaţie a vaporilor are valoarea maximă, Eplan. Pentru o

suprafaţă sferică presiunea de echilibru este mai mică, , Eplan > Esf. Pentru o temperatură dată,

presiunea maximă a vaporilor în raport cu apa este mai mare decât în raport cu o suprafaţă identică

de gheaţă, Eapă > Egheaţă. Altfel spus, aerul se saturează mai repede dacă este în contact cu gheaţa

sau aerul saturat în raport cu apa este suprasaturat în raport cu gheaţa. În plus, presiunea de

echilibru a vaporilor depinde de temperatura suprafeţei cu care se află în contact.

Umiditatea relativă, U, este mărimea fizică, exprimată în procente, ce reprezintă raportul

dintre presiunea parţială a vaporilor de apă la momentul observaţiei (presiunea reală) şi presiunea

maximă de echilibru în raport cu o suprafaţă plană a vaporilor, corespunzătoare temperaturii la

care se face observarea.

100×=planEeU [%] (2.10)

Această mărime arată cât de aproape de saturaţie este aerul umed nesaturat. Umiditatea

relativă poate creşte in doua moduri: prin creşterea cantităţii de vapori de apă şi deci a presiunii

parţiale a acestora (de exemplu aşa cum se poate petrece deasupra întinderilor de apă) sau prin

variaţia temperaturii. Pentru o particula de aer umed al căror conţinut de vapori este constant o

21

descreştere în temperatura aerului determină o creştere în umiditatea relativa si invers. În

troposferă se atinge rareori o umiditate de peste 100%. În nori, în schimb, are loc foarte des

fenomenul de suprasaturaţie din mai mult motive

Umiditatea absolută, a, este mărimea fizică ce măsoară masa vaporilor de apă conţinută în

unitatea de volum a aerului umed.

au

v

Vm

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

Vapori de apă

Vapori de apă

Vapori de apă

Temperatura

10° C

20°C

30°C

Umiditatea relativă

100%

50 %

30 %

Fig. 2.2. Creşterea umidităţii pentru un conţinut constant de vapori.

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

scrie legea gazelor ideale:

TRmRTm

Ve vvv

vau ==

μ

RTe

TRe

Vm

a v

vau

v μ=== (2.12)

Umiditatea specifică, q , este mărimea fizică ce exprimă masa de vapori ce revine

umidităţii de masă de aer umed :

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛+

==av

v

au

v

mmm

mm

q (2.13)

adică, deoarece volumul estre acelaşi,

av

vqρρ

ρ+

= ;

dar

22

TRe

RTe

v

vv ==

μρ şi

( )RT

epTRep a

aa

μρ

−=

−= .

Rezultă

( ) ( ) av

v

av

v

epee

RTep

RTe

RTe

qμμ

μμμ

μ

−+=

−+

= ,

adică:

( ) ⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−−

=−+

=

a

va

v

a

va

v

ep

e

epe

eq

μμμ

μ

μμμ

μ

1

sau

ep

eq378,0

622,0−

×= . (2.14)

Pentru situaţiile reale presiunea vaporilor este mereu mult mai mică decât cea totală, şi

atunci, deoarece pe << ,

peq 622,0≈ . (2.15)

Pentru aer saturat: p

Eqsat

∞≅ 622,0 .

Raportul de amestec, r , este mărimea fizică ce exprimă raportul dintre masa de vapori

şi masa de aer uscat conţinute într-un volum de aer umed:

a

v

mm

r = (2.16)

( ) epe

epRT

RTe

ra

v

a

v

−=

−×== 622,0

μμ

ρρ

La fel ca mai sus, e << p şi deci:

qper ≅≅ 622,0 (2.17)

În cazuri particulare, când pe < , formula exactă care leagă raportul de amestec de

umiditatea specifică este:

qq

qmm

mr qmic

vua

v ⎯⎯ →⎯−

=−

=1..

.

23

Oricum, cantitatea de vapori este foarte mică, chiar şi în aerul foarte cald şi umed. O valoare

tipică pentru troposferă a umidităţii specifice (egală, practic, cu raportul de amestec) este 10-2 sau

10g/kg.

Deficitul de umiditate, d , reprezintă diferenţa între presiunea maximă a vaporilor la

temperatura aerului umed şi presiunea parţială a acestora:

eEd −= ∞

Punctul de rouă, τ, este temperatura la care ar trebui răcit aerul umed la presiune

constantă şi conţinut constant de vapori, pentru a se obţine saturarea sa în raport cu o suprafaţă

plană de apă pură. Ea depinde de altitudine iar variaţia sa cu altitudinea se numeşte gradientul

punctului de rouă, Γr

Conţinutul de apă precipitabilă este adâncimea stratului de precipitaţii care ar rezulta în

urma precipitării integrale a vaporilor de apă dintr-o coloană de aer din întreaga atmosferă. Ea se

poate determina din profilele de umiditate furnizate de radiosonde.

2.2.1.1 Măsurarea umidităţii

Determinarea umidităţii se face cu ajutorul psihometrelor, higrometrelor, higrografelor, şi a

radiosondelor.

Măsurarea umidităţii cu psihometrul se bazează pe determinarea presiunii vaporilor de apă.

El este alcătuit practic din două termometre, unul care măsoară temperatura aerului şi celalalt care

are rezervorul înfăşurat într-o bucată de pânză umezită până la saturaţie. Simultan au loc două

procese, unul de evaporare a apei din pânza iar celălalt de condensare a vaporilor de apa din

atmosferă pe pânza rece. Atât timp cât primul este dominant, se cedează căldură latentă aerului

înconjurător, astfel încât termometrul va înregistra coborârea temperaturii. Aceasta scade până

când se realizează echilibrul între cele două fluxuri, adică până când aerul din jurul rezervorului

este saturat. Diferenţa dintre cele două temperaturi este cu atât mai mică cu cât umiditatea este mai

mare. Cantitatea de vapori este mică, saturarea este atinsă repede şi deci şi căldura cedată prin

evaporare este mică. Fiecărei temperaturi îi corespunde o anumită presiune parţială a vaporilor de

apă iar valorile se iau fie din tabele fie din curbe ale presiunii de saturaţie funcţie de temperatură.

Folosirea higrometrului se bazează pe măsurarea punctului de rouă. Aerul din apropierea

suprafeţei pe care se află un termometru este răcit adiabatic până când se saturează şi are loc

condensarea. Se înregistrează temperatura şi se citeşte valoarea presiunii din tabele.

2.2.2 Temperatura virtuală

Se consideră o particulă de aer umed nesaturat având volumul auV , presiunea p = pa + e

şi temperatura T, unde p este presiunea totală a masei de aer considerate, pa este presiunea aerului

24

uscat iar e este presiunea vaporilor. Masa aerului umed este mau în care masa vaporilor de apă este

vm , iar a aerului uscat este am , astfel încât

vaau mmm += . (2.18)

La presiune şi temperatură normale, aerul uscat şi aerul umed nesaturat se pot considera

gaze ideale şi se supun ambele (separat) ecuaţiei termice de stare Clapeyron-Mendeleev.

TRmVp vavava ,,, =

TRep

TRp

aa

aa

−==ρ şi

TRe

vv =ρ (2.19)

Înlocuind relaţiile de mai sus în (1.15), împărţită prin Vau:

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−−=+=

a

v

avaau p

eTR

pμμ

ρρρ 11 (2.20)

Deoarece au

auau V

m=ρ , rezultă:

⎥⎥⎦

⎤

⎢⎢⎣

⎡⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−−

=

a

vau

pe

TmpV

μμ

11

În general, pe << şi atunci

.11

<<

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

a

vp

e

μμ

Folosind aproximaţia xx

+≅−

11

1 , rezultă:

⎥⎥⎦

⎤

⎢⎢⎣

⎡⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−+=

a

vaau p

eTRmpVμμ

11 . (2.21)

Se introduce temperatura virtuală a aerului umed nesaturat:

⎥⎥⎥⎥⎥

⎦

⎤

⎢⎢⎢⎢⎢

⎣

⎡

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

+=

a

vv

p

eTT

μμ

11 , TTv > (2.22)

şi rezultă:

vaau TRmpV = , sau vaau TRp ρ= , (2.23)

care este ecuaţia termică de stare pentru aer umed nesaturat.

Temperatura virtuală este temperatura la care aerul uscat aflat la presiunea dată, p, ar

avea aceeaşi densitate ca şi cea a aerului umed nesaturat aflat la temperatura T şi presiunea p.

25

Comparând ecuaţia (2.15) cu ecuaţia (2.11) se observă că densitatea aerului umed este mai

mică decât densitatea aerului uscat:

aava

au TRp

TRp ρρ ≅⟨=

2.2.3 Distribuţia umidităţii în stratul limită planetar

Umiditatea are o marjă largă de valori, distribuţia şi valorile locale fiind foarte diferite.

Factorii care influenţează umiditatea sunt, printre altele, diverse fenomene fizice care au loc în

atmosferă, distribuţia florei, a reţelei hidrografice, a mărilor şi oceanelor. Totuşi, există câteva

reguli generale. În regiunile ecuatoriale, presiunea parţială a vaporilor de apă are valori mai

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

înregistrându-se la poli: 0,03 mb. Există, de asemenea, o variaţie a aceleiaşi presiuni, cu creşterea

altitudinii, astfel încât se poate introduce gradientul vertical al umidităţii, care se defineşte prin

variaţia presiunii parţiale a vaporilor pe unitatea de înălţime:

dzde

e =γ (2.24)

În general, în atmosfera liberă, umiditatea scade repede cu altitudinea, în stratul adiacent

(limită).

Existenţa unui 0>eγ , deci a unei umidităţi care creşte cu altitudinea, presupune difuzia

vaporilor pe verticală, în sus, ceea ce induce o evaporare la suprafaţa Pământului. Dacă 0<eγ ,

apare condensarea (umiditatea scade) şi are loc, în general, noaptea. Până la 15 km, umiditatea

scade puternic, dar pentru înălţimi de peste 15 km, umiditatea relativă creşte, astfel încât, la 25 ÷ 30

km, se realizează saturaţia vaporilor de apă, şi are loc formarea norilor sidefii.

2.2.4 Procese adiabate ale aerului umed nesaturat

Dacă aerul este nesaturat şi nu schimbă căldură se spune ca procesul este adiabatic–uscat

iar variaţia temperaturii este în întregime datorată variaţiei energiei interne determinată de

destinderea sau comprimarea aerului.

Se consideră o masă unitate de aer umed nesaturat, mau = 1g, exprimată în grame, care

efectuează o transformare adiabată quasistatică. Parametrii ei de stare sunt p’, T’ şi V. Deoarece q

= mv/mau iar mau(g) = 1, rezultă că, numeric, q = mv (exprimat în g), iar ma = 1 – q.

Căldura schimbată de particula de aer umed cu exteriorul este

δQau = δQa + δQv (2.25)

În general,

26

δQ = dU + pdV = νCVdT + νRdT – Vdp,

unde ν este numărul de moli, egal cu m/μ. Folosind ecuaţia de stare, relaţia Mayer şi definiţiile

căldurilor specifice, se obţine că:

ppTmRTmcQ ap

ddδ −= (2.26)

Relaţia (2.26) se aplică pentru vaporii de apă şi pentru aerul uscat şi se obţine:

epepTRqTcqQ apaa −

−−−−=

')'(d')1('d)1(δ (2.27)

eeTqRTqcQ vpvv

d''dδ −= (2.28)

Reamintim că presiunea vaporilor este mult mai mică decât cea totală, e << pa. Presupunem că

masa de aer umed se deplasează fără a schimba umiditate cu aerul înconjurător, deci

q = '

622,0pe = constant. (2.29)

care, logaritmată şi diferenţiată duce la:

0''dd=−

pp

ee (2.30)

Atunci, folosind relaţiile 2.27 – 2.30 şi faptul că schimbul de căldură cu exteriorul este nul,

rezultă:

''d

)1()1(

''d

pp

qccqqRRq

TT

pvpa

va

+−+−

= (2.31)

Mişcarea particulei de aer este cvasistatică, deci în orice moment presiunea din interiorul

particulei p’ este egală cu cea a mediului, p, a cărui temperatură este T:

zTR

gpp

pp

a

dd'd−== ,

care, înlocuită în (2.31), devine:

( )[ ]

TRg

qccqqRRqT

zT

apvpa

va

+−+−

=)1(

1'd

'd

Se defineşte gradientul adiabatic umed nesaturat:

dzdT

un'=Γ (2.32)

Folosind expresia anterioară, rezultă pentru gradientul adiabatic umed:

TTA aun

'Γ=Γ , (2.33)

unde

27

pa

pv

a

v

cc

qq

RR

qqA

+−

+−=

1

1.

În condiţii normale q ≤ 0.04, Rv = 1.6 Ra, cpv = 1.83 cpa, şi atunci A ≅1. Deoarece particula

considerată este delimitată numai virtual de mediul înconjurător iar mişcarea este cvasistatică, T’ =

T şi deci Γun ≅ Γa. Variaţia temperaturii particulei de aer umed nesaturat este aproape similară cu

variaţia temperaturii unei particule de aer uscat în acelaşi tip de mişcare adiabată pe verticală.

Aceasta arată că aerul umed nesaturat se comportă practic la fel ca aerul uscat.

2.2.5 Procese adiabate ale aerului umed saturat

O masă de aer umed nesaturat aflată în mişcare verticală ascendentă, poate atinge prin răcire

puntul de rouă. În acest moment vaporii condensează, devin saturanţi şi pot avea loc două tipuri

de procese: produsele rezultate în urma condensării rămân în interiorul particulei iar procesele

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

În procesele reversibile conţinutul total de apă nu se modifică, însă se modifică raportul dintre

vapori şi lichid. În timpul procesului are loc condensarea vaporilor de apă şi deci există o căldură

latentă ce este schimbată în interiorul sistemului termodinamic (particula de aer umed saturat).

pseudoadiabatic. În cele ce urmează va fi prezentat cazul proceselor adiabate reversibile. Variaţiile

temperaturii se datorează parţial destinderii sau comprimării aerului şi parţial datorită eliberării de

căldura latentă. Căldura latentă datorată condensării vaporilor de apă compensează răcirea datorată

destinderii aerului prin răcire.

Se consideră din nou o masă de aer umed saturat, de masă mau = 1g, ceea ce înseamnă că ma

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

condensează o masă dq de vapori (exprimată în grame), atunci căldura primită de aerul uscat este:

qppTRTcQ condapaa d''d''dδ λ+−= (2.34)

unde λcond este căldura latentă de condensare.

Pentru procesele adiabatice δQ = 0 şi ca urmare:

qcp

pTcR

Tpa

cond

pa

a d''d'd'd

λ−⋅= (2.35)

Din condiţia echilibrului hidrostatic şi din faptul că şi în acest caz se presupune că mişcarea

este cvasistatică, p’ (particulă) = p (mediu):

28

Tz

Rg

pp

pp

a

dd''d

⋅−== (2.36)

Variaţia temperaturii masei de aer umed saturat va fi:

qc

zTT

cgT

pa

cond

pa

dd''dλ

−⋅−=

Gradientul de temperatură adiabatic umed, dzdT

v −=Γ va fi:

zq

cTT

cg

pa

cond

pav d

d'⋅+⋅=Γ

λ (2.37)

Umiditatea specifică este:

'

622,0pEqsat = .

Prin logaritmarea şi diferenţierea ecuaţiei, se obţine:

zp

pzE

Ezq

qsat

sat d'd

'1

dd1

dd1

⋅−⋅=⋅ (2.38)

Presiunea p’ = p şi, folosind (2.36), rezultă

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡+⋅=

TRg

zE

Eq

zq

add1

dd (2.39)

Înlocuind (2.39) în (2.37) se obţine:

'dd1

'

TE

Ecq

qTR

gcT

T

p

scond

satapa

conda

u

⋅+

+Γ

=Γλ

λ

sau

'dd1

'

TE

Ecq

TRq

TT

cg

p

scond

a

scond

pau

⋅+

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡+

=Γλ

λ

. (2.40)

Deoarece T ≅ T’ şi pEqs 622,0= rezultă:

TE

cp

TRE

p

pE

TE

Ec

pE

TR

pa

cond

a

cond

a

p

cond

a

conda

v

dd622,0

622,0

622,0dd1

622,01

λ

λ

λ

λ

+

+Γ=

⋅+

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡+Γ

=Γ (2.41)

29

Variaţia presiunii vaporilor saturaţi în funcţie de temperatură, dE/dT se obţine din ecuaţia

Clausius Clapeyron:

a

condcond

RTE

TdTdE

2

λδα

λ== - (2.42)

Notând

TRE

aa

condλ622,0= şi

Tca

TRE

cb

pa

cond

apa

cond λλ=⋅= 2

2

622,0 , (2.43)

variaţia temperaturii aerului umed saturat cu altitudinea este dată de:

bpap

au ++

Γ=Γ < Γa (2.44)

ceea ce arată că întotdeauna temperatura scade mai lent într-un proces adiabatic umed decât într-

unul uscat. Valoarea lui Γu este aproximativ 6,5°C/100m.

45°

t (°C)

z (1

00m

) Γu

Γa

Fig. 2.3. Variaţia cu înălţimea a temperaturii unei particule de aer umed saturat în comparaţie cu cea pentru o particulă de aer uscat

Dependenţa lui Γu nu mai este liniară şi depinde de presiune şi temperatură. Reprezentarea

grafică a unui astfel de proces pe acelaşi tip de axe din fig. 2.3 este o curbă a cărei tangentă va fi

mereu la dreapta dreptei uscate. În timpul ascensiunii adiabatice, temperatura scade, umiditatea

relativă creşte (dacă aerul conţine vapori de apă) şi se atinge starea de saturaţie a aerului umed.

Dacă ascensiunea continuă, atunci are loc procesul de condensare a vaporilor de apă. Condensarea

implică eliberarea de căldură latentă care tinde să încălzească aerul înconjurător şi, ca urmare,

schimbă temperatura potenţială, care nu mai este o mărime conservativă atunci când au loc procese

de evaporare sau condensare în particula de aer.

2.2.5.1 Nivelul de condensare

30

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

este importantă pentru evaluarea condiţiilor de apariţie a sistemelor noroase într-o atmosferă

instabilă din punct de vedere termodinamic.

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

zTT aΓ−= 0 , iar zrΓ+= 0ττ (2.44)

unde Γr = dτ/dz este gradientul termic vertical al punctului de rouă. La altitudinea la care are loc

condensarea, z = hc, temperaturile devin egale

rcc hhTT Γ+=Γ+= 00 τ

deci nivelul de condensare este

ar

cT

hΓ−Γ

−= 00 τ

Când se atinge temperatura de condensare, T = τ. umiditatea specifică este

pEzq 622,0)( =

Pentru z ≤ hc, q este constant şi deci, prin diferenţiere:

zp

pzE

E dd1

dd

dd1

⋅=⋅⋅τ

τ

Ţinând cont de ecuaţia echilibrului hidrostatic şi de faptul că mişcarea este cvasistatică,

TR

gzp

p a

−=⋅dd1 ,

se obţine, introducând ecuaţia Clapeyron Clausius (2.42):

TR

Rg

a

v

condr

2τλ

⋅⋅−=Γ (2.45)

31

Variaţia temperaturii Variaţia temperaturii

Variaţia temperaturii

Γu

Aer saturat

hc

nivel de condensare Variaţia temperaturii, Γa

Aer nesaturat

t (°C) U (%)

U = 100%

Variaţia punctului de

rouă, Γu

Fig. 2.3. Variaţia umidităţii (dreapta) corespunzătoare unui profil vertical umed nesaturat (sub nivelul de condensare) şi umed saturat.

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

mCr 100/17,0 0−=Γ şi hc = 121 (T0 - τ0) m.

15

36

2.3 CEAŢA ŞI NORII

Vaporii de apă din atmosferă pot condensa (apa trece din stare gazoasă în stare lichidă) sau

pot desublima (apa trece din stare gazoasă în stare solidă). Tranziţia de fază a vaporilor către

celelalte două forme, lichidă şi gazoasă, are loc atunci când umiditatea este de cel puţin 100 %,

adică atunci când vaporii de apă din atmosferă devin saturanţi. Dacă punctul de rouă este sub

temperatura de 0°C, atunci acesta devine punct de îngheţ iar vaporii de apă se transformă în

particule de gheaţă. Pentru ca tranziţiile de fază să aibă loc trebuie să existe suprafeţe de

condensare (îngheţare sau desublimare). În atmosferă aceste suprafeţe sunt cele ale particulelor de

praf, fum, sare, sau, în lipsa acestora, ionii pozitivi din atmosferă, efect al interacţiunii radiaţiilor

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

sau nu sunt în concentraţie suficientă, atunci are loc suprasaturarea, iar condensarea are loc la

umiditate relativă mai mare de 100%.

Ceaţa şi norii au structură asemănătoare, ambele sunt aglomerări de picături de apă rezultate

în urma condensării vaporilor existenţi în atmosferă. Ceaţa rezultă atunci când condensarea are loc

în apropierea suprafeţei Pământului, în timp ce norii se formează în urma condensării la înălţime.

Transformarea vaporilor de apă în picături se face în două moduri: prin creşterea umidităţii, deci

prin creşterea cantităţii de vapori de apă din atmosferă şi prin procese care necesită variaţia

temperaturii dar care lasă nemodificată cantitatea de vapori. Atingerea punctului de rouă în

condiţii de umiditate constantă se poate face prin mai multe procese: prin răcire, prin ascensiunea

aerului până la nivelul de condensare sau prin advecţie (transport orizontal).

2.3.1 Norii

Norii sunt suspensii de picături de apă, picături de apă suprarăcită (la temperaturi sub 0°C),

cristale de gheaţă sau un amestec ale acestora. Ca urmare a reflectivităţii acestora ei joacă un rol

cheie în bugetul radiativ al Pământului şi în variabilitatea climatică, aşa cum se va arăta în

capitolul următor. În regiunile în care temperatura este sub punctul de îngheţ se formează cristale

de gheaţă. Oricum, dacă mediul este perfect curat, picăturile de apă există chiar dacă temperatura

este sub punctul de îngheţ. Apa în stare lichidă se numeşte, în acest caz, apă suprarăcită, şi are rol

principal în declanşarea procesului de formare a norilor. În general norii se formează în condiţii de

suprasaturaţie, atinsă prin răcire adiabată. Norii se pot forma prin două tipuri de nucleaţie:

• eterogenă, în care formarea lor necesită existenţa unor nuclee de condensare

• omogenă, prin unirea (coalescenţa) mai multor particule

37

Deoarece presiunea maximă a vaporilor este mai mare în raport cu apa decât în raport cu

gheaţa, prezenţa gheţii accelerează atingere saturaţiei şi deci formarea norilor este mai rapidă sau

are loc mai uşor în prezenţa particulelor de gheaţă. Dacă apa suprarăcită dintr-un nor se

transformă în particule de gheaţă, procesul de formare a precipitaţiilor este mai eficient. Apa

suprarăcită este foarte instabilă, astfel încât va îngheţa la primul contact cu o particulă de gheaţă

sau dacă răcirea continuă până sub temperatura critică. La îngheţarea apei suprarăcite se eliberează

căldură care este preluată de nor, ceea ce duce la creşterea duratei sau a extinderii sale.

Pentru ca precipitaţiile să cadă dintr-un nor trebuie ca particulele să fie suficient de mari

astfel încât să nu se evapore la căderea prin nor sau până la atingerea suprafeţei. Există două

procese prin care are loc creşterea particulelor: procesul de ciocnire-coalescenţă şi procesul

Bergeron. Primul proces, mai puţin eficient, are loc atunci când particulele se ciocnesc unele de

altele (ca urmare a mişcării lor) şi se lipesc unele de altele, formând particule mai mari. Al doilea

proces are loc numai în norii în care există particule de gheaţă şi se explică prin faptul că vaporii

de apă condensează mai uşor pe o suprafaţă de gheaţă decât pe o suprafaţă de apă lichidă. Astfel

particulele de gheaţă cresc mai repede decât particulele de apă (acesta este explică faptul că o

ploile torenţiale de vară sunt precedate de căderi de grindină).

Norii se pot menţine dacă evaporarea apei, care loc permanent în nor, sau căderea

precipitaţiilor sunt compensate de condensarea altor vapori de apă, aduşi prin curenţi ascendenţi.

Picăturile mai mici au raza mai mică şi deci Evident, dacă predomină evaporarea, norii dispar.

Vântul are şi el un rol important, accelerând evaporarea prin amestecul acestora cu mase de aer cu

umiditate scăzută şi modificând forma norilor. Observarea norilor se poate face de pe Pământ prin

observare directă, cu ajutorul radarelor meteorologice şi din sateliţi, din estimări ale energiei

radiaţiei din domeniul IR şi vizibil.

Dacă particulele sunt mici atunci curbatura lor este mare iar presiunea de saturaţie este mai

mare. Ca urmare, se formează mai întâi picături mari, care sunt şi grele şi deci pot cădea din nori si

atinge solul fără să se evapore.

2.3.1.1 Mecanisme de formare a norilor

Mecanismele de formare a norilor au la bază în general atingerea nivelului de condensare,

deci atingerea saturaţiei prin răcirea masei de aer umed. Mecanismul principal de formare a norilor

este convecţia verticală, însă există şi alte procese prin care se pot forma nori.

o Ascensiunea orografică are loc atunci când aerul este forţat să se ridice din cauza reliefului

înalt. Pe măsură ce se ridică, masa de aer se destinde adiabatic şi se răceşte cu cca. 10°C pe

km (valoarea gradientului adiabatic uscat). Formarea norilor prin acest mecanism este rapidă

şi are loc apropierea munţilor.

38

o Ascensiunea convectivă este asociată cu ascensiunea rapidă, datorată convecţiei, a aerului

cald de la suprafaţa terestră. Aerul cald este mai uşor, se ridică (asemănător unui balon cu aer

cald), se destinde şi se răceşte. Când se atinge punctul de rouă are loc condensarea vaporilor

de apă. Acest tip de proces are loc, în general, în interiorul continentelor şi la ecuator,

formând norii numiţi cumulus sau norii de furtună numiţi cumulonimbus. În funcţie de

rapiditatea ascensiunii şi de nivelul de condensare, se formează picături de apă sau cristale

de gheaţă.

o Ascensiunea frontală are loc atunci când masa de aer cald, umed, aflată în ascensiune

lentă, întâlneşte o masă de aer rece. Porţiunea dintre o masă de aer cald şi una rece se

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

continentali de la latitudini medii, unde se formează cicloni în zona ce separă aerul cald,

umed, de cel rece, de natură polară.

o Ascensiunea turbulentă este asociată cu mişcările turbulente datorate frecării cu suprafaţa

terestră şi este un fenomen de întindere mai mică, care duce la formarea norilor mici, care

dispar repede.

o Răcirea radiativă are loc atunci când nu mai Pământul nu mai primeşte radiaţie directă de

la Soare. Aerul se răceşte şi, dacă este suficient de umed, atinge nivelul de saturaţie în

apropierea Pământului, cauzând apariţia norilor de joasă înălţime sau a ceţii, mai ales în

timpul serilor şi nopţilor de vară târzie.

2.3.1.2 Clasificarea norilor

Norii se împart după mai multe criterii. Din punctul de vedere al structurii microfizice, norii

pot fi:

- nori din cristale de gheaţă, aşa cum sunt norii formaţi la înălţimi de peste 6000 m, deasupra

izotermei de cca. - 40°C

- nori din picături de apă, aşa cum sunt norii formaţi sub 3000 de m (şi, evident, deasupra

nivelului de condensare

- nori cu structură mixtă, formaţi între 3000 şi 6000 m, care de altfel aduc şi cele mai multe

precipitaţii.

Un alt criteriu, foarte utilizat, este cel al înălţimii la care se formează norii, care poate fi

mică, medie şi mare. Conform acestui criteriu există patru tipuri de nori, fiecare din aceste tipuri

având mai mult subtipuri, caracterizate în tabelul 2.1.

o Nori superiori, care se formează la înălţimi de peste 4-6 km (mai jos în zona polară, mai

sus la ecuator), din care fac parte norii cirrus, cirrocumulus şi cirrostratus

o Nori mijlocii, formaţi între 2-6 km, în care se încadrează norii altocumulus şi altostratus

39

o Nori inferiori, formaţi în troposfera inferioară, sub 2 km, în care sunt incluşi norii gri

nimbostratus, stratocumulus (300 – 2000 m) şi stratus

o Nori cu dezvoltare verticală, care au baza la înălţime foarte mică, însă al căror vârf atinge

înălţimi de peste 6-8 km, din care fac parte impresionantul cumulonimbus şi paşnicii

cumulus.

Altostratus Cirrocumulus Cirrus

Cumulus Altocumulus Nimbostratus

Stratocumulus Stratus Cumulonimbus

Fig. 2.4. Tipuri de nori

Norii tip cumulus sunt rezultatul mişcărilor convective generate, de exemplu, de prezenţa

unui oraş (ascensiune turbulentă) care reprezintă o zonă mai caldă, sau pe latura însorită a unui

deal. Ascensiunea termică a aerului cald este compensată de curenţi descendenţi, care

diminuează cantitatea de vapori, astfel încât norii cumulus sunt foarte bine delimitaţi, de întindere

mică, existând între ei arii largi de cer senin. Deoarece cantitatea de apă din ei este relativ mică, ei

nu aduc precipitaţii decât, eventual, în cantitate foarte mică. Norii cumulonimbus apar atunci când

curenţii termali ascendenţi sunt foarte rapizi, atunci când convecţia aerului este puternică şi când

curenţii descendenţi sunt slabi sau inexistenţi şi nu pot antrena în jos vaporii de apă, astfel încât

aceştia ating rapid punctul de rouă, la diferite înălţimi. Timpul de viaţă a unui nor cumulonimbus

este de cca. 1 oră însă se întâlnesc şi excepţii, atunci când într-o zonă cu densitate mare de nuclee

40

de condensare precipitaţiile căzute dintr-un astfel de nor se transformă rapid în vapori şi apoi iar în

picături de apă care furnizează norului materia primă pentru a se menţine mai mult timp.

Convecţia în acest caz este foarte rapidă iar precipitaţiile cad în averse, în cantităţi foarte mari.

Norii Altocumuls sunt caracterizaţi drept nori mijlocii însă pot pătrunde şi în etajul superior,

la fel cum se întâmplă cu norii tip Nimbostratus, care se află în categoria norilor inferiori.

Norii tip stratus sunt nori uniformi, gri, care acoperă întreg cerul, groşi de obicei. Ei se formează

ca urmare a ascensiunilor uşoare ale aerului umed până la altitudinea la care se atinge punctul de

rouă şi începe condensarea sau ca urmare a răcirii frontale (determinate de înaintarea unui front

rece) a unei mase de aer umed. De obicei aceşti nori nu aduc precipitaţii de lungă durată sau

intensitate, însă ei pot da naştere la burniţă sau lapoviţă pentru perioade scurte de timp.

O idee despre altitudinea relativă a norilor este dată de viteza aparentă de deplasare a

acestora. Cu cât norul este mai jos, cu atât el pare a se deplasa mai rapid. O altă indicaţie

aproximativă a altitudinii bazei este măsurarea umidităţii relative şi înmulţirea diferenţei dintre

100 şi valoarea în procente cu 30. În interiorul continentelor baza norilor stratus se va ridica încet,

încet şi se va dispersa, mai rapid în timpul verii, mai lent (zile) în timpul iernii. Norii nimbostratus

sunt versiunea ploioasă şi cu durată mai lungă a norilor stratus. De altfel, particula nimbo- din

denumirea unui nor semnifică exact faptul că acel nor este purtător de precipitaţii intense.

Norii stratocumulus şi altostratus se deosebesc prin înălţimea lor, dar ambii se formează prin

ascensiune convectivă slabă, într-o atmosferă uşor instabilă în partea inferioară şi uscat stabilă mai

sus. Ei sunt formaţi din picături de apă şi sunt limitaţi vertical. Uneori norii stratocumulus sunt

aşezaţi perpendicular pe direcţia vântului. Ascensiunea orografică dă naştere atât norilor tip

cumulus (limitaţi) cât şi celor tip stratus (întinşi), în funcţie de curba de stratificare a atmosferei.

Norii care se formează în apropierea munţilor pot fi nori de briză, care se formează

dimineaţa prin ascensiune orografică. Aceştia sunt nori de obicei nori Cumulus. Pe vârfurile

munţilor se pot forma, ca urmare a unor curenţi verticali ce caracterizează o stare de instabilitate

accentuată a atmosferei, nori tip „căciulă muntoasă”. Un nor deosebit este cel care se formează

deasupra munţilor foarte înalţi, albi, având o formă perfectă de lentilă albă, şi care, spre deosebire

de toţi ceilalţi, nu se mişcă.

41

Tab

el 2

.2. C

arac

teris

tici a

le n

orilo

r

Prec

ipitaţii

Nu

Nu

Nu

Rar

, sla

be,

ploa

ie sa

u

burn

iţă

Slab

e

Ploa

ie d

easă

,

mocăn

ească

Des

crie

re

Fibr

oşi,

aspe

ct d

e pa

nă, f

ir, c

ârlig

, ram

uri,

nest

ruct

uraţ

i, tra

nspa

renţ

i, un

eori

prov

in d

in

nico

vala

unu

i cum

ulon

imbu

s

Puţin

stru

ctur

aţi î

n el

emen

te g

ranu

late

, len

tile

alun

gite

, tra

nspa

rent

e. P

rece

d un

cic

lon

în

dezv

olta

rera

pidă

Pânză

unifo

rmă

albi

cioa

să c

are

acop

eră

ceru

l,

trans

pare

nţi,

soar

ele

se v

ede

cu h

alo,

ves

tesc

li

Stru

ctur

aţi,

rulo

uri,

benz

i, lim

itaţi,

cu

mar

gini

defin

ite, a

vând

asp

ect d

e pă

turi

mic

i sup

rapu

se,

cu z

one

trans

pare

nte şi

opa

ce. P

rezi

ntă

feno

men

ulde

irizaţii

.Îns

oţes

cde

pres

iuni

leA

spec

t de

voal

, aco

peră

cer

ul, f

ibroşi

, uni

form

i,

aspe

ct m

at d

ifuz,

soar

ele

se v

ede

ca p

rintr-

un

geam

mat

St

rat g

ros,

întu

neca

t, op

ac

Cul

oare

Alb

i

Alb

i

Alb

i

Alb

i cu

umbr

e

Gri

Gri

înch

is

Stru

ctură

Ghe

aţă

Ghe

aţă

Ghe

aţă

Ghe

aţă şi

apă

Apă

şi zăp

adă

Apă

Nor

i

CIR

RU

S

CIR

RO

CU

MU

LUS

CIR

RO

STR

ATU

S

ALT

OC

UM

ULU

S

ALT

OST

RA

TUS

NIM

BO

STR

ATU

S

42

Prec

ipitaţii

Slab

e (p

loai

e

sau

zăpa

dă)

Fulg

i mic

i,

burn

iţă

Fără

sau

aver

se sl

abe

Ploi

(av

erse

)

tore

nţia

le,

grin

dină

,

Des

crie

re

Gră

mez

i bin

e lim

itate

, com

pact

e; g

rupaţi,

sudaţi,

cu

aspe

ct d

e bo

lova

ni

Pânză

unifo

rmă,

opa

că, a

cope

ră c

erul

, se

dest

ramă

pe a

locu

ri, a

jung

până

la a

cope

rişur

ile

bloc

urilo

r îna

lte

Foar

te d

enşi

, gră

măj

oare

de

vată

cu

mar

gini

foar

te c

lare

, cu

aspe

ct d

e co

nopi

dă, t

urn,

cupo

lă, d

e lu

ngă

dura

tă, s

e m

işcă

lin

pe c

er; a

u

evol

uţie

diu

rnă

12-1

4 km

înălţim

e, fo

arte

denşi

, gre

i, ci

delim

itare

oriz

onta

lă d

efin

ită şi

dez

volta

re

verti

cală

în e

vant

ai, n

icov

ală,

turn

uri s

ucce

sive

giga

ntic

e, su

nt în

soţiţ

i de

vije

lii

Cul

oare

Alb

-cen

uşiu

cu

umbr

e gr

i

Gri

Alb

i

Gri

înch

is, v

ineţ

ii

Stru

ctură

Apă

Apă

Apă

Apă

în p

arte

a in

ferio

ară,

gheaţă

sus

Tab

el 2

.2. C

ontin

uare

Nor

i

STR

ATO

CU

MU

LS

STR

ATU

S

CU

MU

LUS

CU

MU

LON

IMB

US

43

2.3.2 Ceaţa şi roua

Ceaţa reprezintă suspensia de picături mici de apă sau picături şi cristale fine de gheaţă, care

se formează în troposfera inferioară, la suprafaţa Pământului.

2.3.2.1 Roua şi chiciura

Roua este reprezentată de picăturile de apă care se formează pe suprafeţe reci, fără să

formeze o suspensie. Roua apare ca urmare a răcirii radiative atunci când mişcările maselor de aer

sunt foarte reduse, dacă umiditatea aerului este suficient de mare. În timpul nopţilor liniştite, reci,

de vară sau toamnă şi lipsite de mişcări ale aerului (care să aducă aer cald de la altitudini mai

mari), stratul subţire de aer din imediata apropiere a Pământului se răceşte şi el. Dacă răcirea este

suficient de rapidă şi importantă, se atinge punctul de rouă şi vaporii de apă condensează pe

suprafeţele reci. În dimineţile de toamnă ce urmează nopţilor reci se observă un strat subţire de

gheaţă pe parbrizele maşinilor. În aceste cazuri punctul de rouă este sub 0°C şi vaporii de apă trec

direct în stare solidă şi se formează chiciura.

2.3.2.2 Ceaţa

Ceaţa este suspensia de picături mici de apă care reduc vizibilitatea la mai puţin de 1 km.

Aerul este perceput ca umed şi rece iar particulele de apă sunt suficient de mari încât dacă lumina

cade sub un unghi corect, picăturile de apă sunt vizibile cu ochiul liber. Există o formă de ceaţă,

care arată ca un strat subţire de abur gri în apropierea suprafeţei, în care picăturile de apă sunt

foarte mici iar vizibilitatea nu este practic redusă şi care este caracteristică zonelor cu umiditate

foarte mare, deasupra lacurilor în timpul serilor mai reci ce urmează unor zile senine însorite.

Ceaţa este uneori baza unor nori stratus care au baza foarte coborâtă.

Ceaţa poate fi frontală sau locală. Ceaţa frontală este ceaţa care apare la limita ce separă

două mase de aer diferite, şi care, de obicei, este rezultatul unei combinaţii între procesele

prezentate mai sus. Ea se deplasează în general odată cu deplasarea frontului atmosferic. În funcţie

de cauza formării ei, ceaţa locală este de mai multe feluri.

o Ceaţa de evaporare este o ceaţă a cărei cauză este creşterea cantităţii de vapori, care apare în

condiţii de stabilitate atmosferică atunci când o suprafaţă de apă mai caldă decât mediul

furnizează vapori de apă care, în contact cu aerul rece, condensează.

o Ceaţa de radiaţie se formează prin răcirea radiativă a aerului din imediata apropierea a

suprafeţei terestre (secţiunea 2.3.1.4), în condiţii de inversiune termică, adică atunci când

temperatura aerului creşte cu înălţimea (vezi capitolul următor). Ea poate fi joasă sau înaltă

şi dispare la apariţia Soarelui sau la viteze mai mari ale vântului.

44

o Ceaţa de advecţie se formează în interiorul maselor de aer cald şi umed care se deplasează

orizontal şi ajung în zone reci. Ea poate apare şi dacă o masă de aer rece ajunge într-o

regiune cu aer cald şi umiditate crescută de deasupra oceanelor sau mărilor calde.

Pătrunderea aerului tropical maritim în zonele continentale reci de la latitudini medii duce la

formarea ceţii aerului tropical. Ceaţa musonică apare în timpul anotimpurilor călduroase,

atunci când aerul continental cald ajunge deasupra oceanului rece. Ceaţa arctică sau fumul

de mare este caracteristică iernii şi se formează atunci când o masă de aer polar foarte rece

ajunge în contact cu suprafeţe acvatice mai calde. Apa se evaporă, saturează aerul rece şi

creează fenomenul de „fierbere” a apelor din timpul zilelor de iarnă foarte geroasă.

o Ceaţa de amestec este rezultatul amestecului a două mase de aer cu temperaturi şi umidităţi

diferite. Ea se întâlneşte pe litoral sau în regiunile de deasupra mărilor în care se întâlnesc

curenţi calzi şi reci. În sfârşit, ceaţa adiabatică este rezultatul ascensiunii orografice.

o Un ultim tip de ceaţă legat de creşterea concentraţiei nucleelor de condensare, fie pe cale

naturală (sarea marină) fie ca urmare a poluării aerului (ceaţa industrială sau smog-ul).

36

o

45

2.4 STABILITATEA TERMODINAMICĂ A ATMOSFEREI

Mişcările verticale ale aerului au ca rezultat transport de căldură şi umiditate, transport de

aerosoli, împrăştierea sau stagnarea gazelor. Deplasarea unei particule de aer este determinată de

curba de stare T’ = T’(z) a particulei respective şi de curba de stratificaţie reală a atmosferei, T =

T(z). Gradientul termic al atmosferei reale, Γ, determinat prin măsurători, este altul decât cel

adiabatic, Γa, care caracterizează variaţia temperaturii unei particule aflate în mişcare pe verticală.

O particulă aflată în mişcare verticală are acceleraţia a, îndreptată în sus, astfel încât într-o

mişcare ascendentă a < 0, într-una descendentă a > 0 iar la repaus a = 0. Starea atmosferică este

stabilă dacă nu favorizează mişcarea pe verticală în sus a particulei, a < 0

indiferentă dacă a = 0

instabilă dacă favorizează mişcarea pe verticală în sus, a >0.

2.4.1 Condiţii de stabilitate

Se presupune că particula de aer se află în mişcare cvasistatică, adiabatică, ce nu afectează

mediul. Asupra ei acţionează forţele de greutate şi forţa lui Arhimede, astfel încât din principiul II

al dinamicii:

ma = Fa – G

adică

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−= 1

'ρρga

dar

'

'',TR

pTR

p

aa

== ρρ şi p = p’,

deci:

⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ −= 1'

TTga (2.44)

Temperatura particulei variază după legea zTT ao d' ' Γ−= iar cea a mediului după legea

zTT d0 Γ−= , unde temperaturile iniţiale se presupun egale, oT = 'oT . Prin înlocuire se obţine că:

( )zTga a Γ−Γ−= (2.45)

46

T’,ρ '

T,ρ

G

Fa

a

Fig. 2.5. Forţele ce acţionează asupra particulei de aer

Relaţia de mai sus arată care sunt condiţiile de stabilitatea pentru aerul uscat: Atmosfera este

stabilă dacă Γ < Γa

indiferentă dacă Γ= Γa

instabilă dacă Γ > Γa .

Pentru aerul umed condiţiile de stabilitate se obţin asemănător, cu observaţia că în afară de

gradientul uscat, Γa, avem şi gradientul adiabatic umed, Γu..

T (K)

z (1

00m

) Γa

Γ<Γa atmosferă stabilă

Γ>Γa

atmosferă instabilă

Γ

Γ

Fig. 2.6. Stabilitatea aerului uscat

Deoarece gradientul umed este mai mic decât cel uscat există următoarele posibilităţi:

I. Γa > Γu > Γ: atmosferă stabilă, stabilitate absolută

II. Γa > Γ > Γu: atmosferă uscat stabilă, umed instabilă sau instabilitate condiţionată

III. Γ > Γa > Γu: instabilitate absolută

Din punct de vedere fizic, stabilitatea şi instabilitatea pot fi explicate ţinând cont de

diferenţa dintre temperaturile mediului şi ale aerului aflat în mişcare.

2.4.1.1 Atmosfera stabilă

Când gradientul atmosferic este mai mic decât Γa, ΓI < Γa, temperatura mediului scade mai

lent cu înălţimea decât o particulă de aer nesaturat aflată în ascensiune. În urcare (fig. 2.7.a) aerul

se destinde şi se răceşte astfel încât la o anumită altitudine temperatura lui, ta, va fi mai mică decât

cea a mediului, tI, şi va fi mai greu. În consecinţă va coborî, tinzând să atingă poziţia iniţială. Pe

de altă parte, dacă aerul coboară (fig. 2.7.b), el se încălzeşte adiabatic astfel încât el va avea

temperatura mai mare decât cea a mediului, ta > tI, va fi mai uşor şi se va ridica la loc. În cazul

47

stabilităţii absolute, pentru ΓI < Γu, dacă aerul ajunge prin urcare la nivelul de condensare, el va

rămâne mai rece, tu < tI şi deci mai greu decât mediul înconjurător şi va avea tendinţa să revină la

nivelul de la care a plecat. În concluzie, o astfel de atmosferă inhibă mişcările pe verticală ale

aerului, deci este stabilă. Particula de aer va oscila în jurul unei poziţii de echilibru cu o frecvenţă

numită frecvenţa Brünt-Väïsäla, a cărei valoare este aproximativ 7-8 minute în atmosfera joasă.

2.4.1.2 Atmosfera instabilă

Atmosfera este absolut instabilă când gradientul termic al său este mai mare decât gradientul

adiabatic uscat, ΓIII > Γa. În acest caz, răcirea particulei în urcare are loc mai lent decât cea a

aerului înconjurător astfel încât ea este mereu mai caldă decât mediul şi deci mai uşoară. Ea va

continua să urce până când se atinge altitudinea la care cele două temperaturi devin egale. O

atmosferă instabilă favorizează mişcările pe verticală.

Pentru masele de aer care coboară temperatura mediului este mereu mai mică decât cea a

particulei, aşadar coborârea lor va fi frânată şi ele vor fi antrenate în mişcare ascensională.

2.4.1.3 Atmosfera condiţionat instabilă

Dacă aerul umed are un gradient termic cu valoare cuprinsă între acea a gradientului

adiabatic umed şi a celui uscat, adică între aproximativ 0,5°C şi 1°C /100 m atmosfera este în stare

de instabilitate condiţionată. Particula de aer se supune aceluiaşi proces ca cel descris mai sus atât

timp cât aerul este nesaturat. Dacă prin răcire atinge punctul de rouă aerul se condensează şi

eliberează căldură latentă de condensare. Ca urmare, aerul se încălzeşte, devine mai uşor decât

mediul şi continuă ascensiunea. Atmosfera este stabilă pentru aerul umed nesaturat dar instabilă

pentru aerul saturat. În figura 2.7.a originea axei înălţimilor reprezintă nivelul de condensare.

Cuvântul condiţionat semnifică faptul că aerul devine instabil numai dacă este forţat să urce.

Instabilitatea condiţionată este cel mai obişnuit tip de instabilitate.

Instabilitatea se obţine frecvent în după-amiezile fierbinţi vara, când încălzirea de la soare

este foarte puternică. Suprafaţa neregulată permite apariţia de particule de aer mult mai calde decât

aerul înconjurător şi în consecinţă acestea sunt antrenate în mişcări verticale ascensionale. Dacă

ele urcă peste nivelul de condensare, se formează nori care de obicei precipită sub formă de aversă.

Ploile sunt de scurtă durată deoarece ploaia răceşte rapid suprafaţa, gradientul atmosferic scade şi

atmosfera devine stabilă. În consecinţă, în cazul condiţiilor de stabilitate atmosferică norii nu se

pot forma. Totuşi există alte procese care forţează ascendenţa aerului; în acest caz norii care se

formează sunt dispersaţi, au grosimi verticale reduse în comparaţie cu dimensiunile orizontale, iar

precipitaţiile, dacă apar, sunt foarte slabe. Dimpotrivă, norii asociaţi condiţiilor de instabilitate sunt

nori profunzi şi sunt însoţiţi de precipitaţii intense, de obicei averse.

48

tIII < ta < tII < tu < tI

z (1

00m

)

Γu

Γa ΓII

ΓI

ΓIII

t (°C)

ΓIV

hc

a

tI > tu > tII > ta > tIII

z (1

00m

)

ΓuΓa

ΓII

ΓI

ΓIII

t (°C)

b

Fig. 2.7. Comparaţia între temperatura aerului şi cea a mediului la urcarea aerului (a) şi la coborâre (b) plecând de la temperatură egală cu cea a mediului,

pentru diferite tipuri de atmosfere. Nivelul de condensare este hc

2.4.1.4 Instabilitatea convectivă

Variaţia presiunii cu verticala este dată de

ρgzp

−=dd .

Densitatea, ρ, depinde şi ea de presiune şi temperatură,

⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ +−=

Rg

zT

Tz dd1

dd1 ρ

ρ

astfel încât rezolvarea ecuaţiei de mai sus nu este imediată. Densitatea este constantă dacă un

gradientul vertical al temperaturii are valoarea:

Rg

dzdT

−= = -3,4°C/100 m

Acest gradient se numeşte gradient de autoconvecţie iar în acest caz scăderea densităţii

odată cu creşterea înălţimii este compensată de creşterea densităţii cauzată de scăderea

temperaturii. Dacă temperatura scade mai repede decât această valoare atunci atmosfera este

convectiv instabilă, adică straturile superioare de aer sunt mai dense şi cad peste cele de dedesubt.

2.4.1.5 Inversiunea termică.

49

Un caz special este inversiunea termică, în care gradientul temperaturii este negativ, deci

temperatura creşte cu înălţimea. În figura 2.7. a, un exemplu de inversiune este starea atmosferică

al cărei gradient este ΓIV. În această situaţie aerul din apropierea suprafeţei este mai rece şi mai

greu decât aerul din particule şi, de aceea, are loc un amestec vertical redus între straturile de

aer. Inversiunea termică se asociază unei stabilităţi extreme şi apar, de exemplu, după nopţile

friguroase şi cu cer senin, când aerul din apropierea suprafeţei terestre nu a avut timp să se

încălzească (solul este rece), în timp ce straturile superioare sunt încălzite de radiaţia solară.

Persistenţa ceţii este, de asemenea, un semn al stabilităţii atmosferei. În schimb, dacă

stratul de aer dedesubt se încălzeşte rapid, sau dacă din alte motive atmosfera devine instabilă,

stratul care conţine ceaţă este amestecat cu stratul ,,uscat” de deasupra şi. aşa cum se întâmplă în

cazul instabilităţii, procesul de evaporare va disipa rapid ceaţa.

2.4.2 Stabilitatea şi poluanţii

Într-o atmosferă stabilă mişcările aerului pe verticală sunt frânate, deci dacă generarea de

poluanţi are loc în straturile inferioare atunci disiparea lor pe verticală în sus este inhibată şi

poluanţii rezidă mai mult timp lângă suprafaţa terestră. Cea mai dezavantajoasă situaţie o

constituie inversiunea termică, deoarece ea limitează prezenţa poluanţilor la straturile inferioare,

unde concentraţia lor creste continuu.

Rolul stabilităţii în determinarea aspectelor vremii şi a concentraţiilor de poluanţi nu poate fi

contestat. De o importanţă deosebită este prognoza dezvoltării norilor, şi dacă produc precipitaţii

şi ce tip de precipitaţii. Pentru a simplifica studiul stărilor atmosferice care influenţează

dispersarea poluanţilor se foloseşte schema Pasquill, în care atmosfera de tipul A este favorabilă

împrăştierii poluanţilor, iar F este atmosfera ce prezintă pericolul cel mai mare în ce priveşte

concentrarea de poluant în atmosfera joasă. Cele 6 categorii sunt:

A – atmosfera convectiv instabilă

B – atmosfera convectiv stabilă, uscat instabilă, umed instabilă

C – atmosfera convectiv stabilă, uscat stabilă, umed instabilă

D – atmosfera indiferentă

E – atmosfera stabilă

F – inversiunea termică

45

50

3. BUGETUL TERMIC AL PĂMÂNTULUI

3.1. RADIAŢIA TERMICĂ

Soarele este principala sursă de energie care guvernează şi condiţionează toate procesele

care au loc în atmosfera terestră şi la suprafaţă. Pentru a înţelege climatul, vremea, procesele

biologice şi interacţiunea dintre acestea trebuie cunoscut modul în care radiaţia solară

interacţionează cu atmosfera terestră. Energia primită de la Soare este sub formă de radiaţii

electromagnetice. Radiaţia electromagnetică este o formă de energie care se propagă prin

intermediul undelor electromagnetice şi care interacţionează cu atomii şi moleculele într-o

varietate de moduri.

3.1.1. Soarele şi radiaţia solară

3.1.1.1. Soarele

Distanţa dintre Soare şi Pământ este de s11 R215m105,1 ≈⋅ , unde Rs este raza Soarelui şi se

numeşte unitate astronomică, UA.

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

suficient de ridicată încât să aibă loc ciclul 1212 CC → . Nucleul este înconjurat de o zonă radiativă,

care la rândul ei se află în interiorul zonei convective. Straturile superioare ale Soarelui sunt

cromosfera şi fotosfera, ultima fiind şi sursa radiaţiei din domeniul vizibil; ionii negativi de H

absorb radiaţia vizibilă; lumina vizibila provine de la maxim 400 km de sub suprafaţa fotosferică.

Temperatura creşte mult către exterior, odată cu distanţarea faţă de centru. În sfârşit, corona solară

îmbracă Soarele într-un strat de plasmă având temperatura cea mai ridicată, K106≅T , care se

extinde mult în spaţiul interplanetar. Masa Soarelui este estimată la cca 2*1030 kg, densitatea sa

medie este aproximativ 14000 kg/m3, acceleraţia sa gravitaţională este de 30 de ori mai mare decât

cea a Pământului. Pe lângă energia electromagnetică, el emite permanent în spaţiu un flux de

particule energetice care este cunoscut sub denumirea de vânt solar. Ţinând cont de viteza luminii

în vid, radiaţia luminoasă şi radiaţiile X parcurg distanţa Soare Pământ în 8 minute, ceea ce

înseamnă că acesta este timpul minim în care se poate primi o avertizare în legătură cu activitatea

deosebită a Soarelui. Fluxurile de particule emise de Soare ajung mai târziu iar timpul depinde de

viteza acestor în spaţiu, care variază foarte mult în jurul unei medii de 400 km/s. De asemenea,

Soarele are câmp magnetic propriu a cărui natură nu este încă pe deplin cunoscută şi ale cărui

51

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

sunt rezultatul interacţiunii vântului solar cu atmosfera terestră.

Soarele este o masă de gaz care se roteşte nu ca un bloc compact, ci cu o viteză unghiulară

care este diferită la diferite latitudini, )( ss f θω = , după relaţia ( )/zisin7,24,13 02ss θω −= (de

exemplu la zi/1175 00 ≅⇒= ss ωθ iar la zi/4,130 00 ≅⇒= ss ωθ . Acest tip de rotaţie se numeşte

rotaţie diferenţiată sinodică şi se face cu perioada ( )zileT ss θ2sin4,59,26 += . Rotaţiile solare sunt

numerotate considerând că o rotaţie completă este aceea care are loc cu perioada de 27 de zile la

latitudinea de 8 grade. Numerotarea rotaţiilor a început la 8.02.1832 cu nr. 1 iar sistemul de

numerotare se numeşte sistemul Bartels.

3.1.1.2. Radiaţia solară

Energia radiată de Soare este rezultatul unor reacţii termonucleare care transformă protonii

(atomii de hidrogen) în particule α Reacţiile care au loc în Soare sunt:

MeVheHHH 42,0211 +++→+ − ν

MeVHeHH 5,5322 ++→+ γ (3.1)

MeVHHeHeHe 8,1221433 ++→+

În timpul acestui proces masa este convertită în energie (aşa cum spune cunoscuta lege a

energiei a lui Einstein) cu o rată de cca. 4⋅106 t/sec. Puterea emisă de Soare este de cc 3,9 *1023

kW. Energia emisă de Soare nu este constantă în timp, având atât variaţii periodice cât şi variaţii

bruşte, acestea din urmă datorate exploziilor solare. Cea mai importanta variaţie este cea de 11 ani,

numită ciclu solar şi care reprezintă perioada cu care variază numărul petelor solare de pe

suprafaţa solară. Petele solare sunt regiuni de la suprafaţa Soarelui caracterizate de un câmp

magnetic mult mai mare decât cel normal, şi care emit mai puţină radiaţie în domeniul vizibil,

astfel încât apar ca nişte pete întunecate. Pe de altă parte radiaţia emisă de acestea este intensificată

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

maxim solar. Exploziile solare sunt şi ele mai active atunci în perioadele de maxim solar, în care

numărul petelor solare este mare. Activitatea solară se poate măsura prin numărul de pete solare

însă o măsură mai exactă, folosită ca indicator al acesteia, este fluxul de energie radiată la

frecvenţa de 2800 MHz, indicele F10.7, care corespunde lungimii de undă de 10,7 cm, din

domeniul radio. Există si un ciclu de 27 de zile, legat de datorat rotaţiei Soarelui în jurul axei

proprii.

Spectrul radiaţiei electromagnetice se împarte în câteva domenii, funcţie de lungimea de

undă (frecvenţa).

52

R aze γ

R aze X

L u m in a

R ad iaia IR

M icro u n d e

Un d e rad io

F recven ţă (ν)

L u n gim e d e u n d ă

(λ ) 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 TH z 103 n m 3 TH z

0,1 m m

30 G H z 1 cm

300 M H z

1 m

300 kH z 1 km

30 kH z

10 km

R aze U V

R ad ia ţia IR

V io let In d igo A lb as tru V erd e G alb en O ran j R o şu

750T H z = 400 nm

430 T H z = 700 nm

En

ergi

e

Fig. 4.1 Spectrul undelor electromagnetice.

Energia radiaţiei scade pe măsură ce lungimea de undă creşte

Razele gamma sunt undele care au cea mai scurtă lungime de undă, deci au frecvenţa cea

mai mare şi deci energia, E = hν, este maximă. La interacţiunea cu substanţa ele ionizează complet

atomii sau moleculele şi sunt deci radiaţii ionizante. Domeniul următor este cel al radiaţiei X. O

caracteristică a lor este că însoţesc exploziile solare. Ca şi razele gamma, razele X sunt şi ele

ionizante, deşi randamentul acestora din urmă este mai mic. Cele două tipuri fac parte din radiaţia

cosmică. Radiaţiile cu lungime de undă mai mare şi energii mai mici sunt radiaţiile UV. În

comparaţie cu radiaţiile X puterea lor de ionizare este mult scăzută, însă sub efectul lor moleculele

se rup, astfel încât ele sunt foarte dăunătoare pentru organism. Domeniul UV se subdivide în trei

domenii: radiaţiile UV-A (320 nm – 400 nm) care ajung aproape nemodificate la suprafaţa

Pământului, UV-B (295 nm – 320 nm) care sunt absorbite de ozon însă nu în totalitate şi radiaţiile

UV-C, la lungimi de undă mai mici decât 295 nm, care sunt aproape total absorbite de atmosferă.

Lumina sau radiaţia vizibilă, cu lungimea de undă între aproximativ 400 şi 700 nm, este practic

acea radiaţie a cărei frecvenţă îi permite interacţiunea cu retina ochiului. Radiaţia vizibilă nu este

53

ionizantă. La lungimi mai mari de undă începe domeniul infrarosu, IR, unde energia este mult

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

energia radiaţiei IR este suficientă pentru a schimba energia de vibraţie a moleculelor, şi deci

temperatura lor. Urmează microundele şi, în sfârşit, domeniul undelor radio, care se întinde pe

mai multe ordine de mărime.

3.1.2. Legi ale radiaţiei

Radianţa se defineşte ca fiind energia pe unitatea de suprafaţă normală şi timp.

tS

WRn ⋅

=

Radianţa este direct proporţională cu puterea a patra a temperaturii, după legea Stefan

Boltzmann:

R = eσ T4

unde σ este constanta Stefan Boltzmann, σ = 5,67 *10+8 Wm-2K-4 iar e este emitanţa, care masoara

capacitatea corpurilor gri de a emite radiaţie.

Lungimea de undă a radiaţiei maxime emise de un corp este invers proporţională cu

temperatura, aşa cum arată legea lui Wien:

λmax T = ct = 2898 mm K

Corpurile fierbinţi emit mai multă energie radiantă la lungime de undă scurtă. Această lege

explică faptul că energia radiaţiei emise de Soare este maximă la o lungime de undă de cca. 0.5

mm (domeniul UV-vizibil) în timp ce Pământul, cu o temperatură medie de 285 K emite radiaţie

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

Pământul primeşte la limita superioară a atmosferei cca. 1353 (±21) W/m2 (1,97 cal/cm2

min), valoare numită constanta solară, adică mai puţin decât jumătate de bilionime din ce emite

Soarele. Aceasta se explică pe baza faptului că energia este distribuită pe o arie din ce în ce mai

mare, adică intensitatea scade cu pătratul distanţei faţă de sursă.

2

1R

I ∝ .

Energia primită de Pământ variază şi din cauza orbitei Pământului în jurul Soarelui, care

este o elipsă. Distanţa Soare – Pământ variază cu 3,5% şi atunci iradierea la afeliu este cu cca. 7%

mai mare decât la periheliu. Acest lucru este mascat de înclinarea axei de rotaţie a Pământului cu

23°.

54

3.1.3. Interacţiunea radiaţiei cu substanţa

O parte din radiaţia solară care ajunge la suprafaţa terestră este nemodificată, o alta este

modificată în urma proceselor de absorbţie şi difuzie iar o parte se pierde în spaţiu în urma

reflexiei.

Radiatia solară

nor 5

2

44

2 13 3

Suprafaţa terestră

Limita superioară a atmosferei

Fig. 4.2 Procesele suferite de radiaţia solara la interacţiunea cu atmosfera.

După cum se vede în figura alăturată, radiaţia solară suferă următoarele procese:

1 – este reflectată de atmosferă (6%)

2 – este reflectată de nori(20%)

3 – este reflectată de suprafaţa terestră (4%)

4 – este absorbită de atmosferă şi nori (19%)

5 –ajunge nemodificată la suprafaţa terestră (51%)

3.1.3.1. Reflexia

Radiaţia reflectată depinde de caracteristicile fizice ale suprafeţei de incidenţă şi de

înălţimea acesteia deasupra orizontului. Se defineşte un factor numit albedo, care este raportul

dintre energia radiaţiei reflectate şi cea a radiaţiei globale incidente,

(%)incidentaglobalaradiatia

reflectataradiatiaA =

Albedo-ul global terestru se compune din albedo-ul suprafeţei terestre, cel atmosferic şi

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

care poate ajunge local până la 90%. Valoarea medie globală este de 0.3. Albedo-ul suprafeţelor de

apă depinde de adâncime, de starea de turbulenţă, şi de unghiul sub care cade lumina. Reflexia

creşte odată cu unghiul de zenit (deviaţia Soarelui faţă de normala locului: zenitul este zero când

Soarele este deasupra capului şi 90 când acesta este la orizont) şi este cu atât mai mare cu cât

55

suprafaţa este mai puţin tulbure. Regiunile polare au albedo-ul cel mai mare în timpul verii,

datorită pe de o parte iluminării solare, pe de alta a reflectivităţii puternice a gheţii.

Tabel 4.2. Valori ale albedo-ului pentru diferite suprafeţe

Natura suprafeţei Albedo

Zăpadă 75 – 95

Nori cumuliformi 70 - 90

Nori superiori (cirrostratus) 44 – 50

Gheaţă 30 – 40

Nisip 35 – 45

Deşert 25 – 30

Beton 17 – 25

Iarbă 10 – 20

Asfalt 5 – 15

Luna 7

Câmpii cultivate (verzi) 3-15

Păduri de conifere 5-15

Apa pentru zenit 0° 2

Apa pentru zenit 50° 2.5

Apa pentru zenit 90° 99

Planeta PĂMANT 30 (media cuprinzând albedo-ul

oceanelor, suprafeţelor şi atmosferei)

3.1.3.2. Împrăştierea (difuzia)

Difuzia este procesul fizic prin care particulele absorb energia şi o redistribuie pe direcţii

diferite. Este un fenomen fizic datorat interacţiunii radiaţiei luminoase cu materia prin devierea

factorilor incidenţi în toate direcţiile, care duce la scăderea intensităţii fasciculului incident.

Particulele responsabile de împrăştiere au dimensiuni variate, iar intensitatea relativă a

împrăştierii şi direcţia ei depind de raportul λr , unde r este raza particulei, considerată sferică,

iar λ este lungimea de undă a radiaţiei.

Împrăştierea particulelor pe particule mari se numeşte difuzie Mie iar difuzia radiaţiei de

molecule şi particule mici se numeşte împrăştiere Rayleigh. Particulele mari împrăştie radiaţia la

toate lungimile de undă, însă nu izotrop în toate direcţiile. Cea mai favorizată direcţie este direcţia

56

înainte. Într-o zi senină cerul este mai întunecat deasupra capului decât la orizont, aceasta deoarece

la apus drumul parcurs este mai mare particulele mari împrăştie lumina venită de la orizont. Există

o rază critică pentru care radiaţia difuzată în sens invers este nulă, mrcr μ5,0. ≅ . Radiaţia difuzată

la 900 şi 2700 este simetrică şi scade cu creşterea parametrului x = λπr2 .

Fig. 4.3. Variaţia fluxului luminos difuzat de o particulă mică (Rayleigh);

lumina incidentă vine din stânga

Analiza radiaţiei Rayleigh pe particule mici arată că energia difuzată este invers

proporţională cu puterea a patra a lungimii de undă, ceea ce înseamnă că radiaţia de lungime de

undă mai mică este difuzată mai mult decât radiaţia de lungime de undă mare. Radiaţia violet, cea

mai scurtă, este împrăştiată în totalitate de atmosfera superioară şi nu mai ajunge la nivelul

suprafeţei terestre. Radiaţia cu următoarea lungime de undă, lumina albastră, este împrăştiată de

moleculele de aer. Astfel, în timpul unei zile senine, fără nor (deci fără molecule de apă) cerul

apare albastru. Radiaţia difuzată apare albastră la altitudine mare (cerul albastru) când singurele

particule care difuzează radiaţia sunt particule de aer. Radiaţia albastră pierde din intensitate

datorită difuziei. Radiaţiile din restul domeniului luminos au lungimea de undă mai mare decât

moleculele de aer şi radiaţia trece nemodificată. Pe de altă parte cerul pare oranj sau chiar roşu la

apus deoarece raza de lumină parcurge un drum mai lung prin atmosferă iar radiaţia de lungime de

undă scurtă (de la violet până la galben) este împrăştiată şi rămâne numai cea de lungime de undă

mai mare (roşu). În plus, când Soarele este la orizont, drumul parcurs de lumină se află practic în

atmosfera joasă care conţine molecule de apă, sare, care sunt mai mari şi împrăştie radiaţia de

lungime de undă mai mare, adică radiaţia roşie În timpul nopţii cerul are uneori o tentă roşie

care este datorată tot prezenţei moleculelor de apă. Când atmosfera este foarte încărcata cu

molecule de apă ea împrăştie toate radiaţiile astfel încât cerul apare alb. Intensitatea radiaţiei

57

Rayleigh într-o anumită direcţie depinde de unghiul făcut de acea direcţie cu direcţia radiaţiei

incidente, α, după legea I ∝ cos2α. Aşadar la unghi de 90° nu există împrăştiere

57

Atmosfera

Fereastra atmosferică

IR

VizibilUV

Lungimea de undă, λ , m

Coe

ficie

ntul

de

abso

rbţie

(%)

Fig. 3.3. Absorbţia radiaţiei solare de diferite componente ale atmosferei şi de întreaga atmosferă

58

3.1.3.3 Absorbţia

Absorbţia este procesul de reţinere a energiei luminoase şi de transformare a sa în alte forme

de energie. Cea mai mare parte a energiei absorbite este convertită în energie termică (căldură),

care are ca efect creşterea temperaturii absorbantului. Moleculele de gaz, particulele de nor, fum,

praf, absorb o parte din energia radiativă incidentă. Absorbţia este un fenomen care însoţeşte

difuzia şi este selectivă, în sensul că nu orice radiaţie este absorbită la fel, absorbţia depinzând de

substanţă şi de lungimea de undă a radiaţiei. Fiecare gaz din atmosferă are un spectru de absorbţie

caracteristic. Nici unul din gazele ce compun atmosfera nu este un bun absorbant în vizibil (CO2,

H2O, N). De exemplu azotul nu absoarbe prea mult din energia solară, în timp ce oxigenul şi

ozonul, O, O2, O3 – absorb radiaţii în domeniul ultraviolet. Apa, dioxidul de carbon, H2O, CO2,

absorb în domeniul infraroşu.

După cum se poate vedea în figura alăturată, radiaţia vizibilă trece nemodificată în

atmosferă, Absorbanţii principali în domeniul IR sunt vaporii de apă şi dioxidul de carbon în timp

ce radiaţiile UV sunt aproape în totalitate absorbite de oxigen şi ozon. În domeniul undelor radio

atmosfera neutră are absorbţie nulă. Atmosfera nu absoarbe radiaţia IR într-o bandă de lungimi de

undă cuprinsă în intervalul 8 – 13 μm, numită fereastra atmosferică. Radiaţia IR din acest domeniu

trece nemodificată prin atmosferă.

3.1.3.4 Transmisia

Reflexia, împrăştierea şi absorbţia sunt procese care afectează energia radiaţiei la trecerea

acesteia prin atmosferă. Cu toate acestea, parte din energia solară ajunge nemodificată. Transmisia

este raportul dintre energia ce ajunge la nivelul Pământului şi energia incidentă şi se măsoară în

procente.

Distanţa parcursă de radiaţia solară prin atmosferă pentru ca intensitatea să scadă de e ori se

numeşte drum optic, I = I0e-τ

3.2 BUGETUL ENERGETIC PLANETAR

Dacă se aplică legea conservării energiei pentru energia primită de Pământ de la Soare se

poate calcula temperatura medie a Pământului. Pământul primeşte energie de la Soare pe acea

parte care este expusă la Soare, a cărei proiecţie este aproximativ un disc. Pământul este şi el un

corp cenuşiu care emite radiaţie în domeniul lungimilor de undă mari (IR) El cedează energie pe

întreaga suprafaţă a sa (sferică). Aşadar:

( ) 422 41 TRASR Pp σππ =− (3.2)

59

unde S este fluxul de radiaţie solară care ajunge la atmosferă, Rp este raza Pământului, σ este

constanta Stefan Boltzmann, A este albedo-ul Pământului (care are vlaorea medie de 0.3) iar T

este temperatura pământului considerat corp negru. Un calcul simplu arată că temperatura în acest

caz ar trebui să fie de cca. - 18°C, mult sub cea favorabilă vieţii, de 15°C. Diferenţa de 33°C care

permite desfăşurarea proceselor vitale se datorează modurilor diferite în care atmosfera

interacţionează cu radiaţia de undă lungă, respectiv undă scurtă. Acesta este de fapt efectul de seră,

adică absorbţiei radiaţiei IR (din domeniul UL) de către vaporii de apă, metanului şi dioxidiului de

carbon, care absorb în domeniul IR. În plus, atmosfera este nu numai absorbantă, dar şi sursă a

radiaţiei IR, pe care o emite atât în spaţiu cât şi înapoi pe Pământ. De altfel, energia emisă de

atmosferă către Pământ este de fapt de cca două ori mai mare decât cea primită de suprafaţa

terestră direct de la Soare.

Bugetul radiativ este diferenţa dintre energia radiativă primită de suprafaţa terestră şi cea

emisă. El poate fi pozitiv (dacă energia primită este mai mare) sau negativ.

3.2.3 Transportul de energie prin conducţie şi convecţie.

Pământul îşi păstrează temperatura medie datorită radiaţiei, evaporarii şi a transferului de

căldură prin convecţie (transferul de căldură datorat mişcării turbulente a aerului) şi conducţie. Ca

urmarea a evaporării apei, suprafaţa Pământului pierde energie sub formă de căldură latentă de

evaporare. Prin convecţie aerul cald este transportat la înălţime iar cel rece este adus către

suprafaţa Pământului, rezultând astfel o altă pierdere netă de căldură.

Radiaţia terestră şi atmosferică are loc în domeniul IR, unde lungimile de undă sunt mari iar

interacţiunea cestora cu substanţa are ca efect modificarea temperaturii. Radiaţia atmosferică se

mai numeşte şi contraradiaţie. O mare parte din radiaţia terestră este reţinută de atmosferă, datorită

prezenţei vaporilor de apă, dioxidului de carbon, ozonului.

Radiaţia solara este radiaţie de lungime scurtă, US, iar radiaţia care se întoarce în spaţiu este

de lungime de undă lungă, UL. În figura de mai jos se prezintă o schemă a balanţei energetice a

sistemului Pământ-atmosferă.

Bugetul radiativ reprezinta practic echilibrul dintre radiaţia primită şi cea cedată de

suprafaţa terestră si este descris separat pentru radiaţia de frecvenţă mare (lungime de undă scurtă)

şi pentru cea de frecvenţă mică.

Energia primită de la Soare, de frecvenţă mare, se împarte astfel

In atmosferă se absoarbe 20% de către compuşii oxigenului O2 şi O3:

absorbţie în stratosferă a radiaţiei ultraviolete – 2%

nori şi aerosoli – absorbţie în troposferă - 18%

60

PAMANT

ATMOSFERA 160 %

Spatiu interstelar

64%

, UL

6%, U

L

Absorbţie 20%

Radiaţie absorbită de suprafaţa terestră 50%

Cal

dura

late

nta

prin

ev

a por

are

22%

R

adiatia solara 100%

SW

Cal

dura

conv

ecţie

şi c

ondu

cţie

7%

Ener

gie

radi

ata

111

%,

UL

Ener

gie

re-r

adia

ta 9

6%,

U

L

Ref

lexi

e 30

%

4% Pamant 20% nori 6% reflexie la limita sup a atmosferei

23% difuzata 27% directă

2% O3 18% nori si aerosoli

Radiaţie emisă desuprafaţa terestră 50%

Fig. 3.4. Bugetul radiativ al sistemului Pământ-atmosferă. Fluxul de energie radiativă având lungimi de undă mari este reprezentat prin linie dublă,

cel de unde scurte prin linii simple iar fluxurile de energie calorică prin linii punctate.

La suprafaţa Pământului au loc fenomenele de:

împraştiere în atmosferă (insolaţie difuză) 23%

insolaţie directă 27%

Din energia primită de la Soare se pierd:

prin reflexie la suprafaţa Pământului 4%

prin reflexie pe nori 20%

prin reîmprăştiere în spaţiu 6%

Atmosfera primeşte de la Pământ energie din domeniul lungimilor de undă mare (energie

radiativă şi termică) prin:

prin conducţie şi convecţie 7%

prin căldură latentă rezultată din îngheţarea şi condensarea apei 23%

Suprafaţa Pământului emite 107% radiaţie LW din care:

în spaţiu ajunge 6%

în atmosferă rămâne energia radiativă transformată în energie calorică de gazele de

seră în proporţie de 101%.

61

4. DINAMICA ATMOSFEREI

Pentru a înţelege vremea şi circulaţia atmosferică este nevoie de înţelegerea dinamicii

atmosferei, adică de studiul şi descrierea mişcărilor aerului. Starea atmosferei la un moment dat

poate fi descrisă de presiune, densitate, temperatură, viteză, dintre care viteza este mărimea de

interes pentru studiul dinamicii atmosferice la scală mare. Pentru a înţelege legile după care se

guvernează dinamica atmosferei este necesară cunoaşterea forţelor care acţionează asupra

particulei de aer şi ecuaţiile prin care poate fi descrisă mişcarea acesteia. Particula de aer la care

am făcut referire este volumul de fluid în interiorul căruia mărimile fizice nu depind de poziţie, se

pot considera uniforme şi continue. Astfel spus conceptul de particulă de fluid este asemănător

conceptului de punctul material din mecanică. Particula de aer (sau de fluid, în general) poate avea

dimensiuni variabile care depind de scala la care au loc procesele. Astfel, dacă se studiază

caracteristicile circulaţiei atmosferei pe zone întinse, lăsând la o parte aspectele particulare, legate

de exemplu de influenţele orografice locale, atunci particulei de fluid atmosferic i se vor atribui

dimensiuni mari. Dimpotrivă, dacă se are în vedere evidenţierea unor procese sau fenomene care

evoluează pe spaţii restrânse, cum ar fi cele termodinamice legate de stratificarea termică verticală

a atmosferei, atunci dimensiunile particulei sunt mici.

Sistemul de referinţă legat de Pământ în care sunt descrise mişcările aerului în general este

sistemul „meteorologic” în care axa Ox este tangentă la cercul paralel de-a lungul direcţiei zonale,

de la vest la est, axa Oy este tangentă la meridian şi are sensul pozitiv către Nord iar axa Oz este

verticala locului, de jos în sus, sau privit din spaţiu, de-a lungul razei Pamântului. Mişcarea de-a

lungul axei Ox se numeşte zonală, de-a lungul axei Oy meridională şi de-a lungul axei Oz

verticală.

În acest sistem de coordonate orice vector A are componentele Ax, Ay şi Az. Cel mai des

întâlnit vector va fi vectorul viteza vântului, V = (u, v, w) sau

kjiV wvu ++= (4.1)

unde i, j, k sunt versorii (vectorii unitate) direcţiilor sistemului iar componentele sunt: dtdxu = ,

componenta zonală, pozitivă când are sensul spre est, dtdyv = , componenta meridională, pozitivă

când are sensul spre nord şi dtdzw = , componenta verticală, pozitivă când are sensul în sus .

62

x (E)

Oy (N) Oz (sus) y (N)

z (sus)

Ox (E)

Ω

Ω

φ OO

Φ − latitudinea, Ω – viteza de rotaţie a Pământului

Fig. 4.1. Sistemul„meteorologic” de coordonate

4.1 ECUAŢIILE DINAMICII ATMOSFEREI

4.1.1 Forţele care intervin în mişcările atmosferice

Practic, dinamica atmosferică este guvernată de două procese: încălzirea diferenţiată a

Pământului de către Soare (care este, până la urmă şi motivul pentru care presiunea nu este

constantă în plan orizontal) şi rotaţia Pământului.

Forţele fundamentale care pun în mişcare masele de aer, oriunde în atmosferă, sunt forţa de

gradient baric, ce apare ca urmare a unor efecte dinamice sau termice şi forţa gravitaţională. În

apropierea suprafeţei terestre trebuie introdusă forţa de frecare, care încetineşte mişcările aerului.

În afara acestora trebuie considerate forţele aparente ce apar ca urmare a rotaţiei Pământului, forţa

Coriolis şi forţa centrifugă.

4.1.1.1 Forţa gravitaţională

O masă de aer de volum V este supusă atracţiei gravitaţioanle a Pământului astfel încât

asupra ei acţionează o forţă Fg = mg = ρVg. Pentru aplicaţiile meteorologice g poate fi considerat

constant (independent de altitudine). Unitatea de volum de aer va fi supusă unei forţe:

f = ρ g (4.2)

63

4.1.1.2 Forţa de gradient baric

Forţa gradientului de presiune (baric) apare dacă pe feţele unei particule de aer se exercită

presiuni diferite. Se consideră un element de volum de aer dV = dxdydz în câmp de presiune

variabil şi se calculează forţa datorată gradientului baric pe o direcţie (x),

direcţia de mişcare p p+ dp

dx dy

dz

Fig. 4.2. Diferenţa de presiune

Componenta Fx a forţelor de presiune care acţionează asupra volumului de aer, dV = S dx

este dFx = pS – (p + dp) S, iar pe unitatea de masă

xp

xSSp

mF

a xx d

d1ddd

ρρ−=

−==

Forţa pe unitatea de volum va fi

xp

VF

f xx d

ddd

−== (4.3)

Viteză mare

Viteză mică

Gp

IzobareM

Fig. 4.3. Viteza vântului baric

Dacă există variaţii de presiune în toate direcţiile, atunci raţionamentul de mai sus se poate

aplica pentru toate cele trei direcţii şi forţa de gradient baric pe unitatea de masă va fi:

64

pm

∇−==ρ1Ffgb (4.4)

Se observă că forţa este proporţională cu gradientul presiunii şi nu cu presiunea iar semnul

minus arată ca forţa acţionează în sensul scăderii presiunii, de la presiune mare la presiune mică.

4.1.1.3 Forţe de frecare

Forţa de frecare apare atât la frecarea dintre straturile de aer şi la frecarea aerului cu

suprafaţa terestră. Neregularităţile de pe suprafaţa Pământului au efect de atenuare sau chiar

stopare a mişcărilor aerului. În mare parte, frecarea dintre diferite parcele de aer se datorează

turbulenţelor şi proceselor de difuzie turbulentă şi de amestec. Aproape jumătate din energia de

frecare disipată în atmosfera Pământului se manifestă în troposfera joasă, regiune denumită strat

limită. Frecare există şi la altitudini mai mari, deasupra munţilor sau în apropierea curenţilor jet în

troposfera superioară. Forţa de frecare este de fapt forţa de vâscozitate, vSn ∇= ηF , unde η este

coeficient de vâscozitate dinamică, ∇v gradientul vitezei de curgere a aerului iar Sn aria suprafeţei

perpendiculare pe direcţia de curgere. Pentru tratarea subiectelor ce urmează va fi suficientă

menţionarea existenţei forţei de frecare, Ff din startul limită. Deoarece ne vom limita la tratarea

dinamicii la scală mare, forţa de frecare, în general, va fi neglijată, de aceea nu intrăm în detalii

despre forţa de vâscozitate ce se pot obţine din alte surse.

4.1.1.4 Forţa Coriolis

Pentru mişcările aerului care au scale spaţiale de ordinul miilor de km şi care au loc la o

scală temporală de ordinul zilelor se observă că mişcările aerului nu au loc pe direcţia maxim-

minim de presiune, ci mai degrabă în jurul centrelor de presiune. Acest lucru se explică

introducand asa numita forţa Coriolis.

Sistemul de referinţă, Pământul, este un sistem aflat în rotaţie cu viteza Ω, deci este un

sistem neinerţial. Exemple de sisteme neinerţiale sunt o platfomră care se roteşte (cu viteză

constantă sau nu), un vehicul accelerat sau frânat, etc, adică orice sistem care NU se află în

mişcare rectilinie şi uniformă sau în repaus. O minge aruncată cu viteza V de-a lungul razei unei

platforme circulare aflate în repaus va avea traiectoria AB (vezi fig. 3.2). Dacă platforma se roteşte

cu viteza unghiulară W şi dacă observarea se face dintr-un sistem cu axa de rotaţie perpendiculară

pe planul mişcării, traiectoria va fi curbată ca în fig. 3.2, ca si cand asupra mingii actioneaza o

forta perpendicular pe directia vitezei mingii. Pentru a înţelege curbarea traiectoriei trebuie

introdusă o forţă aparentă, numită forţa Coriolis, care să aibă ca efect accelerarea mişcării bilei în

sens opus celui în care se roteşte platforma.

65

Necesitatea ei rezultă din principiul al doilea al dinamicii şi din principiul conservării

momentului de rotaţie. Această forţă nu este reală (nu efectuează lucru mecanic)şi are sens numai

în sistemele ce se rotesc. Forţa Coriolis acţionează perpendicular pe vectorul viteză şi poate să

schimbe numai direcţia de mişcare, nu şi mărimea vitezei.

Ω

V

A

B

C

fC

Fig. 4.4. Curbarea traiectoriei într-un sistem care se roteşte

Expresia forţei Coriolis pe unitatea de masă este:

VΩfC ×−= 2 (4.5)

Componentele vectorului viteză de rotaţie, Ω la latitudinea ϕ, sunt (fig. 3.4): Ωx = 0, Ωy =

Ω cos ϕ, Ωz = Ω sin ϕ.

Ω Ωyj

Ωzk

ϕ

Fig. 4.5. Componentele vitezei de rotaţie

Ţinând cont de relaţia (3.5) rezultă că forţa Coriolis este:

66

kjifC ϕϕϕϕ cos2sin2)cos2sin2( uuwv Ω+Ω−+Ω−Ω= (4.6)

kijifC ϕϕϕ cos2cos2)(sin2 uwuv Ω+Ω−+−Ω−=

Factorul β = 2Ω sin ϕ se numeşte parametrul Coriolis. Se observa că mărimea forţa

Coriolis depinde de latitudine; este nulă la Ecuator şi creşte cu latitudinea.

Analizând ecuaţia (3.6) se observă că în emisfera nordică (ϕ > 0) un obiect aflat în mişcare

pe orizontală (w = 0) va fi accelerat în plan orizontal într-o direcţie perpendiculară, rotită către

dreapta, faţă de direcţia iniţială de mişcare. Dacă obiectul se mişcă spre Nord (v > 0, u = 0) forţa

Coriolis va acţiona către Est; dacă obiectul se mişcă spre Est (v = 0, u > 0) forţa Coriolis va acţiona

către Sud ş.a.m.d. În emisfera sudică (ϕ < 0) forţa Coriolis deviază spre stânga traiectoriile.

Magnitudinea acestei forţe este foarte mică pentru fenomene ale căror scală temporală este

mai mai mică decât perioada de rotaţie a Pământului. De exemplu asupra unei maşini ce merge cu

100 km/h acceleraţia Coriolis este 0.002 m/s2. După aproximativ trei minute corecţia necesară ar

fi de 1%,ceea ce înseamnă că efectele ei sunt minime pentru viteze relativ mici şi/sau timp scurt.

Pe de altă parte, efectele forţei Coriolis trebuie considerate pentru un avion în mişcare, mai ales la

latitudini mari, ca de exemplu un avion care pleacă pe un traseu de-a lungul paralelei de 40° N

dinspre Vest către Est. Cu o viteză de 900 km/h avionul va fi deviat către Sud cu o acceleraţie de

0.0224 m/s2. Aceasta înseamnă că avionul trebuie sa-şi corecteze cursul în fiecare oră cu

aproximativ 145 km către Nord.

4.1.2 Ecuaţiile mişcării aerului

4.1.2.1 Ecuaţia de continuitate

Ecuaţia de continuitate este expresia matematică a legii de conservare a masei: derularea

unui proces se face astfel încât masa totală a particulei de aer se conservă.

Se consideră o particulă de aer cu volum X delimitat prin suprafaţa Σ de mediu, care are

masa:

∫=X

Xm dρ

Ca urmare a mişcărilor aerului, rata de scădere a masei este ∫X

Xt

ddd ρ iar fluxul de masă,

normal la suprafaţa Σ. este

VtS

mjm ρ==dd

d ,

61

67

unde V este viteza fluxului de masă prin fiecare element de suprafaţă. Aşadar variaţia totală a

masei este dSV∫−Σ

nρ . Conservarea masei cere ca variaţia masei să fie egalată de fluxul total

masic, adică

+∫X

Xt

ddd ρ ( )dX

X∫∇ Vρ = 0, (4.7)

unde am folosit teorema Gauss Ostrogradtki care transformă integrala de suprafaţă a unui vector

într-una de volum: XddX∫∫ ∇=⋅−

Σ

ASA

Relaţia (3.8) trebuie să fie adevărată pentru orice volum astfel încât se obţine ecuaţia de

continuitate:

( ) 0=∇+ Vρρdtd (4.8)

sau

01=

∂∂

+∂∂

+∂∂

+zw

yv

xu

dtdρ

ρ.

4.1.2.2 Ecuaţia de mişcare

Conform principiului II al dinamicii, acceleraţia particulei de aer este determinată de

rezultanta tuturor forţelor prezentate mai sus, astfel încât acceleraţia unităţii de masă este:

ffVΩgV+×−+∇−= 21

dd p

t ρ (4.9)

Ţinând cont de expresiile vectoriale ale forţelor, cele trei componente ale ecuaţiei vectoriale

pe cele trei axe sunt:

zonală: fxfwvxp

tu

+Ω−Ω+∂∂

−= ϕϕρ

cos2sin21dd

meridională: fyfuyp

tv

+Ω−∂∂

−= ϕρ

sin21dd (4.10)

verticală fzfguzp

tw

+−Ω+∂∂

−= ϕρ

cos21dd .

68

Într-un anumit punct acceleraţia este dată de variaţia instantanee a vitezei, a =

tt ∂∂ ),(rV , derivată numită derivata locală. Datorită mişcării particulei de aer, poziţia acesteia

se schimă permanent, r = r(t). Aşadar mai există o componentă a acceleraţiei, datorată nu numai

variaţiei vitezi în timp, ci şi variaţiei vitezei în spaţiu. De exemplu, pentru cazul unidimensional,

acceleraţia la un moment dat, t, în direcţia x, este:

x

VV

xV

tx

txVxxV

a xx

xxxx d

dd

ddd

d)()d(

==−+

=

Generalizând, în cazul tridimensional, se obţine că

( )VVVa ∇⋅+∂∂

=t

(4.11)

unde al doilea termen se numeşte derivată advectivă.

4.1.3 Analiza scalară. Simplificarea ecuaţiilor

Analiza la scară, sau scalarea, este o tehnică pentru estimarea amplitudinilor diferiţilor

termeni în ecuaţiile fundamentale pentru un anumit tip de mişcare în vederea eliminării unor

termeni din ecuaţiile de mişcare şi simplificare acestora. Ea permite neglijarea unor termeni pentru

studiul la scală sinoptică.

Mişcările aerului se pot desfăşura la mai multe scale, de la câţiva km până la mii de km,

după cum se poate vedea în tabelul 4.1.

Studiul la scală planetară şi sinoptică este potrivit pentru analiza mişcării generale a

atmosferei şi pentru evidenţierea distribuţiei parametrilor meteorologici pe spaţii largi. În plus

ciclonii şi anticiclonii, care sunt elemente esenţiale în guvernarea fenomenelor meteorologice, sunt

formaţiuni sinoptice. Prin contrast, vântul la mezoscară influenţează arii mai mici şi prezintă

curgeri verticale extinse care pot fi foarte rapide, cum se întâmplă într-o furtună în dezvoltare.

Scara mezosinoptică este proprie analizelor de detaliu în care se caută să se reliefeze modul în care

orografia locală influenţează procesele şi fenomenele atmosferice. În cele ce vor urma vor fi

analizate mişcările la scală planetară şi sinoptică.

Tabel 4.1. Scale spaţiale ale mişcărilor aerului

Scala spaţială Dimensiunea Exemple de mişcari

69

tipică medie

planetară 10.000 km Undele planetare, vânturile de vest

sinoptică 1000 km Ciclonii, anticiclonii, uragane

mezosinoptică 100 km Brizele marine, furtuni şi tornade

Aerologică Sub 1-10 km Turbulenţa

Pentru a putea aprecia care dintre termenii ecuaţiilor de mişcare trebuie reţinuţi pentru

mişcări la diferite scale, se introduce numărul lui Rossby, Ro, definit prin raportul caracteristicilor

scalare dintre acceleraţie (U/t) şi forţa Coriolis (βU):

L

UUL

U

Ut

U

Roβββ

===

2

. (4.12)

unde L este dimensiunea tipică a mişcării care, în cazul unei mişcări circulare este chiar rază

acesteia, R, şi β = 10-4 este. parametrul Coriolis.

4.1.3.2 Mişcarea la scală sinoptică

Valorile variabilelor care intră în ecuaţiile (4.11), bazate pe observaţiile sistemelor

sinoptice de la latitudini medii, sunt:

L ≅ 1000 km, dimensiunea tipică a unui proces sinoptic pe orizontală (x,y)

223 sm10 −≈Δρp , fluctuaţia orizontală a presiunii

U ≅ 10 m/s pentru viteza orizontală (u, v)

W ≅ 0.01 m/s pentru viteza verticală (w)

D = 10 km, dimensiunea pe verticală (z)

t = sUL 510≈ , scala de timp .

Fluctuaţia presiunii Δp este normalizată prin ρ (densitate) ca să determine o estimare de

scară valabilă la toate înălţimile în troposferă în ciuda descreşterii aproximativ exponenţiale cu

înălţimea atât a lui Δp cât şi ρ.

70

Timpul de evoluţie a unui proces este wD

wzts <= sau

uLts = . Rezultă de aici că

wD

uL<

sau 1000

1≅<

LD

uw , ceea ce arată că mişcările sinoptice sau planetare sunt esenţial orizontale iar

mişcarea pe verticală poate fi neglijată.

Pentru scara sinoptică, forţele de frecare nu sunt importante. Examinând termenii din

ecuaäia de misacre pe orizontală, se poate observa că cele mai mari valori le au forţa de gradient

baric şi termenul Coriolis iar numărului lui Rossby, Ro, este 0.1. Acceleraţia este cu un ordin de

mărime mai mică, dar nu poate fi ignorată. Componenta Coriolis din mişcarea verticală (–2Ω cos

ϕ) este foarte mică în raport cu celelalte componente din cauza vitezei verticale foarte mici şi

poate fi neglijată fără să se piardă din acurateţe.

Ecuaţia pentru mişcarea verticală este dominată de doi termeni: componenta verticală a forţei

de gradient baric şi gravitaţia care sunt cu câteva ordine de mărime mai mari decât ceilalţi termeni.

Deşi termenul forţei Coriolis este de acelaşi ordin de mărime ca în ecuaţiile mişcării pe orizontală, el

poate fi neglijat pentru analiza mişcărilor pe verticală. Acceleraţia verticală este tot mică şi poate fi

neglijata.

Trebuie precizat că aproximaţiile privind neglijarea mişcărilor pe verticală sunt valabile numai

la scară sinoptică. Ele nu pot fi aplicate în cazul micro şi mezoscărilor sistemelor de vreme, cum ar fi

norii cumulonimbus, unde viteza verticală şi acceleraţia pot fi, local, condiderabil de mari.

Particula de aer va avea o viteză V = Vo+ Vz. componenta forţei Coriolis pe orizontală în

absenţa mişcărilor verticale este

fo = – β k × Vo (4.13)

unde k este versorul direcţiei verticale. Atunci ecuaţia de mişcare (3.10) se transformă în ecuatia

de miscare la sinoptica:

fooo fVkji

V+×−⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛∂∂

+∂∂

−= βρ y

pxp

t1

dd

(4.13)

71

4.2 TIPURI DE VÂNT

4.2.2 Sistemul natural de coordonate

Forţa gradientului de presiune este cea care iniţiază, menţine, dezvoltă sau atenuează

mişcările orizontale ale aerului. Pentru mişcările la scară sinoptică sau pentru cele din atmosfera

superioară forţa de frecare se neglijează. Acceleraţiile locale ale particulelor de aer sunt mici faţă

de celelalte forţe care intervin iar mişcarea devine rapid staţionară. Traiectoriile particulelor de aer

sunt în general curbe, deci mişcarea aerului este circulară. În orice mişcare circulară intervine o

altă forţă aparentă, şi anume forţa centrifugă. Într-o mişcare circulară staţionară care se face cu

viteză V, asupra particulei de aer pot acţiona forţa gradientului baric, forţa Coriolis şi forţa

centrifugă. În funcţie de scala la care are loc mişcarea, de localizare latitudinală a acesteia şi de alţi

factori sunt prezente una, două sau toate cele trei forţe, după cum vom vedea mai jos.

Deoarece mişcările circulare sunt mai uşor de studiat în sistemul coordonatelor normale, le

vom prezenta pe scurt mai jos. Axele sistemului de coordonate naturale sunt Os, On şi Oz, unde Oz

este aceeaşi verticală a locului, Os este axa paralelă cu direcţia de mişcare a fluidului, având sensul

pozitiv în sensul de înaintare a sa iar On este normala la acesta, pozitivă către stânga sensului de

înaintare. Prin definiţie raza de curbură este pozitivă dacă centrul de curbură se află în partea

stângă a unui observator care se deplasează odată cu particula de fluid aflată în mişcare

Forţa centrifugă contribuie şi ea la accelerarea sistemului, aşadar introduce un termen nou

în membrul stâng al ecuaţiei (4.13).

Acceleraţia în mişcarea circulară are o componentă tangenţială şi una normală

R

VdtdV

dtd 2

nsV+= (4.14)

unde R este raza mişcării. Pentru mişcări în care particula de aer se deplasează paralel cu

izobarele, acceleraţia tangenţială este nulă, şi atunci, în lipsa frecării, ecuaţia de mişcare pe

orizontală este:

npV

RV

∂∂

−=+ρ

β 12

(4.15)

67

71

V

z

sn

R > 0

Mişcare antiorară, normala către interior

V

z

s

n

R < 0

Mişcare orară, normala către exterior

Fig. 4.6. Sistemul natural de coordonate

4.2.2 Aproximaţii ale vânturilor

4.2.2.1 Vântul inerţial

Pentru o particulă de fluid aflată în mişcare inerţială forţa barică este foarte mică şi poate fi

neglijată, rezultand deci că aproximaţia geostrofică nu mai poate fi aplicată. Atunci forţele

centrifugă şi Coriolis îşi fac ecehilibrul, astfel încât viteza particulei este

RV β−= (4.16)

Perioada acestei mişcări circulare este:

Tin= ϕϕ

πsin

h12sin

=Ω

Vântul inerţial nu este foarte des întâlnit în atmosferă, deoarece majoritatea mişcărilor

aerului sunt iniţiate de forţa gradientului baric. Totuşi, lângă centrul mişcărilor ciclonice sau

anticiclonice de rază foarte mare, unde această forţa este mică, sau la scală locală, acest tip de vânt

poate fi o aproximaţie bună.

4.2.2.2 Vântul ciclostrofic

Vântul ciclostrofic este întâlnit acolo unde forţa Coriolis poate fi neglijată în comparaţie

cu celelalte.

Când Ro este mare, vântul poate fi privit ca ciclostrofic. În plus, la ecuator de exemplu

această forţă este nulă. În acest caz echilibrul de forţe se face între forţa barică şi cea centrifugală.

72

np

RV

∂∂

−=ρ12

(4.17)

Pentru ca relaţia de mai sus să aibă sens fizic, există două posibilităţi: R > 0 şi np ∂∂ < 0

(fig. 3.10 a) sau R < 0 şi np ∂∂ > 0 (fig. 4.10 b). Aşadar, mişcările de acest tip pot avea loc numai

în jurul unei depresiuni.

Există situaţii reale în care condiţia de echilibru ciclostrofic este respectată: pentru procese

cu scală aerologică (microscală), cum sunt tornadele, furtunile de praf, etc. În timp ce tornadele

sunt NUMAI ciclonice deci vântul poate fi considerat ciclostrofic (acestea sunt fenomene locale si

nu sinoptice), celelalte fenomene pot fi şi ciclonice şi anticiclonice.

D

Vc

FGB FcfD Fcf

Vc

FGB

a b n

n

Fig. 4.7. Mişcarea ciclostrofică

4.2.2.3 Vântul geostrofic

Vitezele tipice ating rar un maxim de aproximativ 30 m/s. Valoarea numărului Rossby

(4.14) în acest caz este foarte mică, aproximativ 0.01, ceea ce arată că acceleraţiile pot fi neglijate.

Aşadar în ecuaţia (4.13) rămân numai termenii corespunzători forţei gradientului baric şi forţei

Coriolis. În aceste condiţii este valabila aproximaţia geostrofică: la scară sinoptică, forţa Coriolis

şi forţa de gradient baric sunt de acelaşi ordin de mărime şi se poate spune că îşi fac echilibrul. Cu

toate că are un pronunţat caracter statistic, în sensul că circulaţia reală se abate în fiecare moment

de la echilibrul geostrofic, curgerea geostrofică este cea mai utilizată şi are cele mai largi aplicaţii

în dinamica atmosferică şi în studiile meteorologice. Ea poate fi folosită acolo unde frecarea poate

fi neglijată (în troposfera superioară, deasupra stratului limită) şi unde curbura traiectoriei aerului

este relativ dreaptă şi forţa centrifugă poate fi neglijată.

Ecuaţia (4.13) devine:

01=×−∇− go p Vkβ

ρ (4.18)

73

unde Vg este vântul geostrofic iar ∇p este gradientul orizontal al presiunii (dat fiind că nu există

variaţie pe verticală, ∂/∂z = 0). Deci condiţia de echilibru geostrofic se exprimă matematic

go p Vk ×=∇− βρ1 (4.19)

În coordonate naturale, ţinând cont că nu există variaţii de presiune de-a lungul tangentelor

la curgere (care sunt chiar izobarele), ∂p/∂s = 0,

npVg ∂∂

−=ρ

β 1 (4.20)

Când o parcelă de aer începe să se mişte cu viteza Vg sub acţiunea forţei gradientului baric,

FGB, într-o direcţie normală la izobare şi către minimul de presiune, începe să acţioneze forţa

Coriolis, FC.

Presiune mică

Presiune mare

FC

FC FC FC

FGB

FGB

600 mb

605 mb

610 mb

615 mb

Vg

Vg

Vg

∇p

k Vg

fC = k × Vg

În sens contrar acelor de ceas

90°

Vg

Fig. 4.8. Direcţia vântului geostrofic Vg în emisfera nordică.

FGB este forţa de gradient baric, FC este forţa Coriolis

iar vectorul k este versorul verticalei locului

Efectul acesteia este rotirea traiectoriei parcelei către dreapta în emisfera nordică (stânga în

cea sudică). Deoarece forţa Coriolis depinde de viteză, efectul Coriolis se intensifică pe măsură ce

particulele sunt accelerate până când unghiul de rotire este 90° iar forţa Coriolis echilibrează forţa

74

barică. Amândouă vor fi perpendiculare pe traiectorie, cu forţa barică având senul către minimul

de presiune iar forţa Coriolis în sens opus.

Gradientul baric este normal la izobare, deci vântul geostrofic este paralel cu izobarele,

având sensul astfel încât depresiunile (presiunile mici) se află în stânga vântului. Direcţia vântului

se obţine prin rotirea gradientului baric cu 90° în sens contrar acelor de ceasornic. Din (3.14), prin

înmulţire vectorială cu k, şi ţinând cont că vectorii Vg şi k sunt reciproc perpendiculari, rezultă

expresia generală a vântului geostrofic:

p

pTRp oo

∇×=∇×≡ kkVg βμρβ

1 (4.21)

4.2.2.4 Vântul de gradient

Am arătat mai sus că aproximaţia geostrofică nu mai este valabilă acolo unde curgerile sunt

curbe din cauză că forţa centrifugă este prea mare pentru ca efectele ei să poată fi neglijate. Asupra

particulei aflate în mişcare circulară fără frecare vor acţiona forţa de frecare, cea centrifugă şi forţa

Coriolis. Practic, vântul de gradient este un vânt geostrofic în care se consideră şi forţa centrifugă.

Pentru curgerile drepte, în care raza curburii este practic infinită şi Fcf este nulă, vântul de gradient

trece, în mod normal, în vânt geostrofic. Aşadar forţa gradientului baric şi forţa Coriolis trebuie să

fie opuse. Curgerea în acest caz se numeşte curgere barică (presiunile mici sunt la stânga

vântului, aşa cum se întâmplă pentru echilibrul geostrofic). Când forţele centrifugă şi Coriolis au

acelaşi sens, adică atunci când aerul se roteşte în sens antiorar (în emisfera nordică) curgerea este

ciclonică. Dacă aerul în emisfera nordică se roteşte în sens orar, (cele două forţe sunt opuse)

curgerea se numeşte anticiclonică. Aceste două tipuri de mişcări caracterizează sistemele barice

normale. Există însă şi cazuri în care condiţia geostrofică nu se respectă, iar atunci curgerile se

numesc antibarice.

În acest caz forţa de frecare este în continuare neglijată însă toate celelalte trei forţe îşi fac

echilibrul: FGB + Fcf + FC = 0, iar viteza vântului poate fi aflată din ecuaţia:

npV

RV

∂∂

−=+ρ

β 12

care are soluţiile:

75

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡−−−=

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡−+−=

np

RRV

np

RRV

neg

poz

∂∂

ρββ

∂∂

ρββ

14112

14112

2

2

(4.22)

Putem avea situaţiile:

1. R > 0 şi ∂p/∂n > 0.

Nu există nici o soluţie fizică; pentru ambele semne ale radicalului viteza este negativă.

Mişcarea ciclonică în jurul unui maxim de presiune este imposibilă.

2. R > 0 şi ∂p/∂n < 0.

Soluţiile sunt reale indiferent de mărimea relativă a celor doi termeni. Singura soluţie fizică

(pozitivă) este Vneg. Mişcarea se face în sens antiorar (R > 0), iar presiunile mici sunt la stânga

vântului (∂p/∂n < 0). Este vorba de o mişcare ciclonică în jurul unei depresiuni, deci o curgere

barică, adică de un minim normal sau pe scurt de un ciclon (fig. 4.6). Viteza este (teoretic)

nelimitată iar gradientul baric poate fi oricât de mare.

3. R < 0 şi ∂p/∂n > 0.

Soluţiile sunt reale indiferent de mărimea relativă a celor doi termeni. Din punct de vedere fizic

singura soluţie posibilă este Vpoz. Aceasta corespunde unei mişcări orare în jurul unei

depresiuni. În acest caz avem o mişcare anticiclonică în jurul unui minim de presiune, care este

un minim anormal (fig. 4.7, curgerea este antibarică).

4. R < 0 şi ∂p/∂n < 0.

Soluţiile sunt reale dacă 4

12

Rnp≤

∂∂

ρβ. Gradientul baric pentru anticiclon are o valoare

maximă, 4

2

max

Rnp ρβ=∂∂ . Pentru această valoare Vneg = Rβ /2. Această condiţie este

îndeplinită de o mişcare anticiclonică în jurul unui maxim de presiune, deci de un maxim

normal sau de un anticiclon (fig. 4.6). Cealaltă posibilitate, Vpoz, nu este susţinută de observaţii,

în sensul că unu anticiclon este caracterizat de viteze mici ale vântului. Mişcarea asociată lui

Vpoz se numeşte maxim anormal (fig. 4.7) din cauza faptului că forţa barică este prea mică

pentru a genera vitezele mari ce rezultă din teorie.

76

Legătura dintre vântul de gradient şi cel geostrofic pentru formaţiunile barice normale poate

fi studiată pornind de la ecuaţia (4.15), care poate fi scrisă, ţinând cont de (4.17):

R

VVV g β

2

−= (4.23)

adică: pentru R > 0 (ciclon) V < Vg, în timp ce pentru anticiclon V > Vg.

D

Vc

FGB Fcf

CICLON

∂p/∂n < 0

p p – dp

FC M

Vc

FGB Fcf

ANTICICLON

∂p/∂n < 0

p+ dp

p

FC

Fig. 4.9. Formaţiunile barice normale în curgerea de gradient

D

Vc

FGB Fcf

Minim anormal

∂p/∂n < 0

p p – dp

FC M

Vc

FGB

Fcf

Maxim anormal

∂p/∂n < 0

p+ dp

p

FC

Fig. 4.10. Formaţiunile barice anormale în curgerea de gradient

4.2.2.5 Influenţa frecării asupra vântului

Forţa de frecare acţionează în sens opus vântului, micşorându-i viteza, astfel încât forţa

Coriolis scade. Pentru un vânt geostrofic, starea staţionară se atinge atunci când forţa barică,

Coriolis şi forţa de frecare îşi fac echilibrul. Forţa gradientului baric este independentă de prezenţa

sau absenţa frecării, aceasta fiind de fapt cauza mişcărilor aerului. Aceasta înseamnă că viteza

trebuie să se rotească cu un unghi astfel încât rezultanta forţelor de frecare şi Coriolis să

77

echilibreze forţa barică, adică spre presiuni mici. Pe măsură ce altitudinea descreşte şi frecarea

devine importantă şi în condiţii de echilibru geostrofic, viteza se roteşte spre stânga. Acelaşi lucru

se întâmplă atât pentru mişcările ciclonice cât şi pentru cele anticiclonice. Pentru un observator

care priveşte pe direcţia şi în sensul vântului considerat geostrofic, presiunile mici se află în stânga

şi în faţă, în timp ce cele mari se fală în dreapta şi în spate.

Astfel, în apropierea suprafeţei terestre mişcarea ciclonică antiorară va fi deviată către

interiorul ciclonului, în timp ce pentru anticiclon aerul este trimis spre exteriorul izobarelor.

Presiune mică

Presiune mare

FC

FGB FGB

600 mb

605 mb

610 mb

Ff

Vg

a

M D

b

Fig. 4.11. Efectul frecării asupra vântului geostrofic dintr-o curgere rectilinie (a)

şi asupra mişcărilor ciclonice şi anticiclonice (b).

Convergenţă DivergenţăLA ÎNĂLŢIME

LA SUPRAFAŢĂ ANTICICLON CICLON

MAXIM MINIM

Fig. 4.12. Mişcarea tridimensională a aerului pentru cele două sisteme barice

Frecarea duce la convergenţa aerului în interiorul ciclonilor şi la divergenţa aerului din

anticicloni în stratul inferior al atmosferei. Principiul conservării masei arată că o mişcare

convergentă orizontală trebuie să fie însoţită de una ascendentă, în timp ce o mişcare divergentă va

78

fi însoţită de o mişcare descendentă a aerului. Într-un ciclon aerul urcă, astfel încât la înălţime

diverge iar într-un anticiclon aerul coboară, la înălţime având loc convergenţa, ca în fig.

4.12.Formarea norilor este favorizată în formaţiunile ciclonice, în care datorită ascensiunii aerului

este furnizată materia primă (aer umed) pentru nori, în timp ce într-un anticiclon este adus către

pământ din straturile superioare ale atmosferic, care sunt mult mai puţin încărcate cu vapori de

apă.

4.2.2.6 Mişcarea la scală aerologică

Mişcarea convectivă din interiorul sau din jurul unui nor cumulus sau mişcarea aerului din

vecinătatea unui munte are loc la scală mică, în care modificarea esenţială faţă de scala sinoptică o

constituie valoarea scalei orizontale, care este de 100 de ori mai mică. Valorile variabilelor devin:

L = D ≅ 10 km, dimensiunea pe orizontală şi verticală

223 sm10 −≈Δρp , fluctuaţia orizontală a presiunii

U ≅ 10 m/s pentru viteza orizontală (u, v)

W ≅ 5 m/s pentru viteza verticală (w)

210−≅t

U m/s2, acceleraţia orizontală

310−≅tw m/s2, acceleraţia verticală

t = sUL 310≈ , scala de timp

Pentru mişcări aerologice pe orizontală, numărul lui Rossby este 10 iar acceleraţia locală nu

mai poate fi neglijată. Termenul care contribuie la modificarea acesteia este forţa barică. Timpul în

care are loc un astfel de proces este atât de mic încât forţa Coriolis, deci rotaţia Pământului, nu-l

poate influenţa. Vântul ciclostrofic este o aproximaţie a vântului la scală mică, aşa cum este, de

exemplu, în tornade.

Mişcarea pe verticală la scală mică este dominată de echilibrul hidrostatic dintre forţa

gradientului baric vertical şi cea gravitaţională, termenii reprezentând forţele Coriolis şi de frecare

fiind de 104 ori mai mici. Mediul înconjurător, în care are loc mişcarea particulei de aer, se

consideră în echilibru hidrostatic. Se consideră o particulă de aer care urcă, deci a cărei densitate

este mia mică decât cea a mediului înconjurător. Atunci

gzp 'ρ−=∂∂ ,

79

unde este 'ρ este densitatea mediului (aerului înconjurător) iar ρ este densitatea particulei de aer

aflată în mişcare. Din ultima ecuaţie a setului (3.10), forţa care acţionează asupra particulei de aer

este ρρ 'g . Atunci forţa rezultantă va fi dată de diferenţa dintre forţa gradientului baric vertical şi

forţa gravitaţională şi se numeşte forţa portantă,

gBgf =−

=ρρρ ' .

Evident, dacă densitatea particulei este mai mică, forţa este pozitivă şi împinge particula

de aer în sus. Pentru a vedea dacă şi alţi termeni din ecuaţia de mişcare trebuie consideraţi, se

introduce numărul lui Froude, Fr, definit prin raportul dintre acceleraţia particulei şi termenul

portant,

gBLw

gBdtdw

Fr2

∝=

Dacă Fr << 1, forţa portantă este mult mai mare decât acceleraţia verticală, ceea ce

înseamnă că, în afara acesteia mai există şi alte forţe care contribuie la determinarea mişcării

particulei (cele determinate de gradienţi de temperatură, turbulenţă, frecare).

Observaţiile făcute asupra norilor (care sunt de fapt cel mai clar exemplu de proces local

în care mişcarea verticală este mult mai importantă decât cea orizontală) arată că norul se dezvoltă

pe măsură ce urcă, lucru care înseamnă că aerul din imediata apropiere a norului este antrenat

rapid în mişcarea convectivă care contribuie la dezvoltarea norului. Acest lucru este rezultatul

antrenării, prin frecare, a aerului înconjurător.

4.2.2.7 Vorticitatea

Am arătat mai sus procesul prin care o suprafaţă încălzită poate da naştere unui minim de

presiune. În afară de acesta, minimele de presiune pot apare datorită dinamicii aerului de la

nivelurile superioare ale troposferei (din startul mijlociu sau superior). Se introduce o mărime

fizică numită vorticitate, care descrie rotaţia unei parcele de aer. Conceptul de vorticitate este

complicat şi ne vom opri doar la menţionarea unor aspecte, dintre care acela că vorticitatea

absolută se conservă în timpul mişcărilor din troposfera joasă este unul dintre cele mai importante.

Vorticitatea relativă descrie rotaţia aerului în raport cu suprafaţa Pământului. Dacă rotaţia parcelei

de aer se face în acelaşi sens cu sensul de rotaţie a Pământului (în sens invers acelor de ceasornic

în emisfera nordică) atunci viteza de rotaţie creşte. Existenţa vorticităţii este legată de cea a

80

convergenţei sau divergenţei mişcărilor aerului în troposfera mijlocie. Mai departe, acestea

determină distribuţia presiunii în plan orizontal la nivelul solului. Astfel, o mişcare

divergentă/convergentă la înălţime mare va duce la formarea unui minim/maxim de presiune la

nivelul mării.

4.2.3 Vântul termic

Într-o atmosferă aflată în echilibru hidrostatic presiunea scade cu altitudinea iar distanţa

dintre două izobare p1 şi p2 este, din ecuaţia zgdp dρ−= :

2

112 ln

pp

gTRzz

μ=− (4.24)

unde T este temperatura medie a straturilor. Ecuaţia de mai sus arată că odată cu creşterea

temperaturii distanţa dintre izobare creşte.

1000 mb

970 mb

940 mb

1000 mb

970 mb

940 mb

∇pVg

RECE CALD∇T

Vg ∇p

Fig. 4.11. Înclinarea izobarelor şi variaţia vântului geostrofic

cu altitudinea pentru temperaturi diferite

Să luăm cazul unor izobare orizontale de-a lungul cărora iniţial nu există diferenţa de

temperatură (fig. 4.6) Dacă dintr-un motiv oarecare temperatura creşte doar pe o porţiune limitată,

distanţa între izobare creşte acolo unde este mai cald (fig. 4.6), acestea se înclină, determinând

apariţia unui gradient baric a cărui valoare creşte cu altitudinea. Ca urmare, viteza vântului

geostrofic, normală la gradientul baric, va creşte şi ea cu altitudinea.

Diferenţa vectorială dintre vântul geostrofic la două altitudini diferite se numeşte vânt

termic: VT = Vg(p) – Vg(p0). Folosind (4.15), se obţine:

71

81

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛∇×=⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ ∇−

∇×=

0o

0

0oo lnppTR

pp

ppTR kkVT βμβμ

(4.25)

Dar

zRTg

pp μ

−=0

ln ,

deci

Tpp

TTz

RTg

pp

o0

o20

o ln1ln ∇=∇−=⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛∇

μ .

Aşadar

TppR

o0

ln ∇×= kVT βμ (4.26)

unde T este temperatura mediată vertical pe stratul delimitat de suprafeţele de presiune p0 şi p.

Proiecţia orizontală a vântului termic este perpendiculară pe gradientul orizontal al temperaturii şi

paralelă cu izotermele, astfel încât temperaturile joase sunt în stânga iar cele ridicate sunt în

dreapta.

Vântul termic NU este un vânt real, adică nu pune aerul în mişcare. Relaţia (4.25) arată că

vântul termic este mare acolo unde gradientul orizontal al temperaturii este mare. Aceasta

înseamnă că acolo unde variaţia temperaturii pe orizontală este importantă, vântul geostrofic creşte

rapid cu altitudinea.

La nivelul troposferei temperatura descreşte dinspre Ecuator spre Poli, deci există un

gradient termic pe direcţie meridională. Ecuaţia vântului termic (4.26), arată că vântul zonal creşte

cu înălţimea acolo unde şi creşterea temperaturii pe unitatea de lungimea este mai mare. Aşadar,

vânturile mari (jeturile) din troposferă se vor găsi acolo unde variaţiile orizontale temperaturii sunt

mari. Intensificarea circulaţiei în troposfera superioară, în comparaţie cu circulaţia din troposfera

joasă, se explică prin faptul că viteza vântului termic creşte odată cu creşterea grosimii stratului de

aer considerat, exprimat prin ln(p/p0). În stratosferă temperatura variază de la un pol la celălalt,

datorită celor 6 luni de iluminare solară constantă de la un pol, respectiv absenţei iluminării la

celălalt. Când în emisfera nordică este vară, cel mai mare gradient meridional de temperatură este

la limita dintre noaptea polar şi restul globului. Tot aici vor fi aşadar cele mai puternice vânturi

zonale vestice.

82

4.3 CIRCULAŢIA ATMOSFERICĂ

4.3.1 Circulaţia termică

Circulaţia termică poate fi indusă dacă există o distribuţie inegală a încălzirii şi răcirii în

atmosferă.

Se consideră un strat atmosferic în apropierea suprafeţei Pământului în care temperatura este

aceeaşi peste tot, deci izobarele sunt paralele, ca în fig. 3.12. O parte din regiunea considerată

începe să se încălzească, ceea ce, conform relaţiei (3.15), duce la creşterea distanţei între izobare,

care se înclină către partea rece. Astfel, la înălţime mare, se formează în zona caldă un maxim de

presiune, M, iar în cea rece o depresiune, D. Ca urmare, se iniţiază curgerea aerului dinspre zona

caldă spre zona rece. Pe de altă parte are loc şi o mişcare pe verticală pentru că aerul cald se

destinde, urcă, şi creează un minim de presiune în partea inferioară a stratului, astfel încât în zona

inferioară izobarele se înclină înspre partea caldă. Astfel, în zona caldă se formează o depresiune

în apropierea suprafeţei terestre, în timp ce în zona rece apare un maxim de presiune şi aerul

începe să circule dinspre zona rece către zona caldă (fig. 4.12).

Se atinge o stare staţionară în care se stabileşte o celulă de circulaţie termică ce se închide

cu ascensiunea aerului de la suprafaţă, în zona rece.

Exemplele cele mai simple şi mai cunoscute de circulaţie termică sunt briza de mare şi

briza de uscat, care se formează pe malurile întinderilor de apă. În timpul zilei, pe măsură ce

primeşte căldură de la Soare, pământul se încălzeşte mai repede decât apa (pământul are căldura

specifică mai mică decât apa; reamintim că variaţia temperaturii este invers proporţională cu

căldura specifică). Aerul cald se ridică şi formează o depresiune. Datorită încălzirii mai lente a

apei, deasupra oceanului se formează un maxim rece. Atunci când variaţia de temperatură între

ocean şi uscat este suficient de mare, gradientul de presiune care apare forţează aerul rece, mai

greu, să se deplaseze către mal şi să înlocuiască aerul cald aflat în ascensiune. Briza de mare se

1000 m

970 mb

940 mb

RECE CALD

1000 mb

970 mb

940 mb

RECE CALD

M

M

D

D

M D

Fig. 4.12. Circulaţia termică

83

face simţită de obicei dimineaţa târziu şi atinge maximul după-amiaza. La apusul Soarelui aceasta

încetează, odată cu egalizarea temperaturilor şi deci a presiunilor dintre ocean şi uscat.

În timpul nopţii suprafaţa terestră se răceşte mai repede decât apa. După câteva ore, este

iniţiată o nouă celulă termică, de data aceasta în sens contrar. Aerul de deasupra apei rămâne cald

şi generează un minim de presiune, în timp ce deasupra Pământului se creează un maxim rece.

Vântul va bate dinspre uscat spre mare, formând briza de uscat.

CALD RECE

M

D

CALD RECE

D

M

Fig. 4.13. Briza de mare (stânga) şi de uscat (dreapta)

4.3.2 Circulaţia globală

Circulaţia generală atmosferică este de o importanţă deosebită pentru înţelegerea vremii şi a

climatului, în general. Circulaţia generală nu este staţionară. Fenomenele meteorologice şi variaţia

acestora au drept cauză în primul rând schimbarea poziţiei Pământului faţă de Soare, deci

schimbarea anotimpurilor, iar în al doilea rând schimbările care intervin în circulaţia atmosferică.

Circulaţia atmosferică generală este dictată în primul rând de bugetul radiaţiei termice. La nivel

global radiaţia solară US primită de Pământ este echilibrată de radiaţia IR (UL) emisă de Pământ

în spaţiu. Acest lucru nu mai este valabil şi la nivel regional, pentru zone aflate la diferite

latitudini.

Figura 4.14 prezintă variaţia balanţei energetice în funcţie de latitudine. Se observă că la

latitudini mici există un surplus de energie, provenind dintr-o cantitate mai mare de radiaţie solară,

în timp ce la latitudini mari energia radiativă este deficitară deoarece fluxul radiativ emis de

Pământ este mai mic decât cel primit de la Soare. Energia primită în plus la Ecuator trebuie

canalizată undeva iar acolo unde bugetul local este negativ este necesară găsirea unei surse de

energie. Astfel este iniţiată circulaţia atmosferică care contribuie la realizarea echilibrului global al

energiei radiative.

84

Radiaţie US Radiaţie UL

Deficit

Nord Latitudine Sud

Surplus Fl

uxul

ene

rget

ic (W

/m2 )

Fig. 4.14. Distribuţia fluxului energetic radiativ în funcţie de latitudine

Transportul energetic ce repartizează la nivel regional energia globală are loc sub formă de

trasnport de căldură şi transport de căldură latentă şi este asigurat în proporţie de 60% de

atmosferă. Restul de 40% este atribuit curenţilor oceanici.

4.3.2.1 Circulaţia primară

Un model primar al circulaţiei atmosferice se bazează pe încălzirea diferenţiată a globului

terestru (fig. 4.15).

M

MM

M

D

D

DD

Fig.4.15. Circulaţia primară

Presupunând că Pământul nu se află în mişcare, că suprafaţa terestră este de aceeaşi

natură peste tot, rezultă că la suprafaţa terestră va exista un gradient de temperatură îndreptat de

la Ecuator către Poli. Ca urmare, aşa cum s-a arătat mai sus, se iniţiază p celulă globală de

85

circulaţie termică. Datorită gradientului de presiune care apare ca urmare a încălzirii diferenţiate,

aerul se va deplasa dinspre Poli spre Ecuator unde, încălzindu-se, urcă spre troposfera superioară.

Aici se îndreaptă orizontal către Poli şi închide celula de circulaţie, coborând către suprafaţă.

Acesat nu este un model real al circulaţiei atmosferice, ci un model de bază, de la care s-au

dezvoltat modele mai apropiate de realitate, care ţin cont de rotaţia Pământului, de diferenţele

dintre uscat şi ocean, etc.

4.3.2.2 Circulaţia meridională

Dacă se tine cont şi de rotaţia Pământului şi deci de efectele forţei Coriolis, circulaţia

atmosferică mai apropiată de realitate este alcătuită din trei celule (fig. 5.3). În apropierea

Ecuatorului temperatura este crescută, presiunea este mică iar aerul se comportă la fel ca în

descrierea de mai sus: se ridică, se răceşte iar la un moment dat, când ajunge în troposfera

superioară, de îndreaptă către Poli. Sub acţiunea forţei Coriolis el este deviat către Est astfel încât

către latitudinea de 30° aerul se va deplasa într-un curent zonal de la Vest către Est, numit jetul

subtropical. Deoarece componenta meridională este mică sau nulă, aerul s-ar acumula undeva la

înălţime, ceea ce nu este posibil. O parte din acesta va coborî, astfel încât la latitudini subtropicale

se va forma un maxim de presiune. De aici aerul va merge în două direcţii. O parte se va deplasa

către Ecuator, orientându-se către Vest şi dând naştere vânturilor alizee de NE (care bat dinspre

NE către SV) în emisfera nordică şi de SE în cea sudică, completând astfel celula ecuatorială

Hadley. Restul o va lua către poli, fiind deflectat către Est şi creând vânturile de vest în zona de

latitudine medie.

La altitudine mare vânturile bat în aceeaşi direcţie, astfel încât către 60° se aliniază pe

direcţia Vest Est şi generând jetul polar. Acesta este un curent de aer a cărui viteză medie de 200

km/h creşte în prezenţa unui gradient termic (şi de presiune) care apare atunci când diferenţa între

temperaturile aerului polar şi subtropical care se întâlnesc la 60° este mare.

Cauza acestui tip de circulaţie indirectă, numită celulă Ferrel, este necunoscută. La

suprafaţă, vânturile subtropicale întâlnesc aerul polar care bate dinspre NE către SV iar aerul este

forţat să se ridice (ascensiune frontală) astfel încât în zona inferioară se creează un minim de

presiune, care este sediul ciclonilor de latitudine medie. O parte din aerul care a este trimis în jos

în celula Ferrel, în timp ce o alta merge către vortexul polar, unde coboară. Astfel ia naştere

maximul baric polar la suprafaţă, de unde aerul foarte rece este împins către SV. Circulaţia din

zona latitudinilor mari, destul de redusă de altfel, se numeşte celula polară.

86

3

Jetul subtropical

2

Jetul polar

1

Vortexul polar

Vânturi polare estice

Vânturi vestice

Alizee NE

Alizee SE

Vânturi vestice Vânturi

polare estice

M

M

D

D

M

M

D

Jetul Subtropical

Jetul polar

Jetul Subtropical

Jetul polar 1 – celula polară

2 – celula Ferrel 3 – celula Hadley

3

2

1

Fig. 5.3. Circulaţia în trei celule la suprafaţa terestră (stânga) şi în troposfera superioară (dreapta). M şi D reprezintă zonele de maxim şi minim baric

4.3.2.3 Circulaţia reală

Circulaţia reală atmosferică este totuşi diferită de cea în trei celule descrisă mai sus din

cauza naturii diferite ale uscatului şi oceanelor şi din cauza diferenţelor în altitudinea uscatului.

Diferenţa dintre uscat şi ocean este cauzată de căldurile lor specifice. Centrele de presiune, mai

ales maximele, se intensifică atunci când se află în zone înalte. În plus, variaţiile sezoniere creează

şi ele diferenţe în poziţionarea celulelor. Astfel, celula Hadley se întinde în timpul verii până spre

45° iar celula Ferrel urcă până la 65-68°. În timpul iernii, acesta din urmă se întinde între 3° şi 75°.

Zonele de presiune mare şi cele de presiune mică ce apar între cele trei celule nu sunt toate nişte

centuri uniforme care înconjoară globul terestru. În zona subtropicală predomină într-adevăr

presiunile mari, însă acestea sunt reprezentate prin regiuni anticiclonice ce se află în jurul

latitudinilor de 20° - 30°. Acestea sunt mai puternice în timpul verii deasupra oceanelor şi în

timpul iernii deasupra uscatului (aceasta datorită încălzirii/răcirii relativ între uscatul şi apă). În

emisfera sudică depresiunea subpolară este continuă, ocupând o zonă de aproximativ 20° între 50°

şi 70°. Scăderea de presiune de aici depinde de anotimp şi este mai pregnantă în timpul verii

(sudice), când masele de aer aflate de-o parte şi de alta au temperaturi foarte diferite, în primul

rând datorită gheţii antarctice care reflectă o mare parte din radiaţia solară, nepermiţând astfel

aerului să se încălzească. Ascensiunea frontală a maselor de aer tropical este astfel accelerată.

87

În emisfera nordică, în schimb, centura subpolară este formată din cicloni, care sunt mai

intenşi deasupra oceanului. Deoarece aici variaţia temperaturii aerului este relativ uniformă,

depresiunile nu sunt atât de puternice ca în Sud.

Schimbul maxim de energie are loc în regiunea de latitudine medie, unde se întâlnesc

masele de aer de origine tropicală, respectiv polară, regiune cunoscută sub numele de zona

planetară frontală. Atât timp cât vânturile în această zonă îşi păstrează direcţia vestică (bat dinspre

Vest către Est), aerul rece polar şi aerul cald tropical nu se amestecă. Când, din diferite motive,

direcţia vânturilor are o componentă importantă pe direcţie meridională, are loc şi amestecul dintre

cele două tipuri de aer. Cu cât această componentă este mai mare, cu atât schimbul de energie între

cele două mase de aer este mai semnificativ şi generează dezvoltarea ciclonilor de latitudine

medie. Aceştia sunt însoţiţi de vânturi puternice, furtuni, şi de mase noroase importante, generate

prin mecanismul ascensiunii frontale prezentat în 2.3.

Mişcările convective au un rol cheie în dinamica atmosferică şi în interacţiunea atmosferei

cu oceanele. La latitudini tropicale condensarea vaporilor de apă eliberează cantităţi mari de

căldură latentă.

4.3.3 Fronturi atmosferice

Masa de aer este un „bloc” de aer de dimensiuni mari (1000 km2 în secţiune orizontală) ale

cărui proprietăţi (temperatură, umiditate) sunt relativ omogene într-un plan orizontal însă care pot

varia pe verticală. Masele de aer se formează în regiunile în care condiţiile atmosferice sunt

stabile o perioadă mai îndelungată, ceea ce se întâmplă în zonele dominate de anticicloni (in

emisfera nordică). În regiunile ciclonice aerul este în mişcare permanentă astfel încât proprietăţile

acestuia variază constant. Masele de aer pot fi de origine polară sau tropicală si se întâlnesc, în

general, în regiunile de latitudine medie. Dacă se formează deasupra uscatului masele de aer sunt

continentale iar dacă se formează deasupra oceanelor sunt maritime. În funcţie de latitudine, ele

sunt polare, arctice sau tropicale. Există mai multe tipuri de mase de aer care sunt o combinaţie a

celor două criterii (mase continentale polare, maritime tropicale, etc).

88

Front rece (albastru)

Front cald (roşu)

Front oclus (mov)

Front staţionar (roşu – albastru)

Fig. 5.4. Simbolurile fronturilor atmosferice. Poziţiile triunghiurilor şi ale semicercurilor indică direcţia de înaintare a fronturilor

Proprietăţile aerului sunt influenţate de radiaţie şi schimb de căldură şi umiditate. Procesele

care au loc sunt lente, de ordinul zilelor şi depind foarte mult de locaţia geografică, de relief şi de

alternanţa uscat/ocean. Dacă în urma unui proces dinamic oarecare masa de aer se deplasează,

apare un contrast puternic între aceasta şi aerul pe care îl întâlneşte în timpul deplasării ei. Acest

contrast are efecte care se manifestă la frontiera dintre masa de aer aflată în mişcare şi aerul

înconjurător, denumită front atmosferic.

Un front atmosferic este caracterizat de gradienţi mari de temperatură, umiditate. În funcţie

de caracteristicile maselor de aer care vin în contact există patru tipuri de fronturi.

4.3.3.1 Frontul rece

Frontul rece este frontiera dintre o masă de aer rece care înaintează şi vine în contact cu o

masă de aer cald. Simbolul frontului rece este o linie care uneşte triunghiuri care indică direcţia de

înaintare a sa, de culoare albastră (fig. 5.3). Frontul rece este mai dens, mai stabil, în general mai

uscat şi intră ca o pană în aerul cald, pe care îl forţează să urce şi îl dezlocuieşte rapid. Frontul rece

se mişcă cu viteze mari, de 15-50 km/h, către E, SE şi sunt orientaţi de obicei pe direcţie NE-SV.

Ascensiunea rapidă a aerului cald şi umed determină apariţia norilor înalţi (cirrus şi cirrostratus) şi,

foarte repede apoi, a celor cu dezvoltare verticală de tip cumulonimbus. Dacă frontul rece este

intens (având temperaturi mult diferite de cele ale aerului pe care îl întâlneşte) poate genera

furtuni, tornade, vânturi puternice şi furtuni de zăpadă, foarte puternice, care au o durata relativ

scurtă, de 1-2 zile. Presiunea scade constant iar apoi, după trecerea frontului, creşte uşor.

89

Front rece

Aer cald

Cumulonimbus

Precipitaţii grele

Aer rece

La înălţime

La nivelul solului

Fig. 5.5. Fenomene meteorologice ce au loc la înaintarea unui front rece

La contactul cu frontul temperatura scade brusc iar vântul bate în rafale şi în toate direcţiile,

predominant spre S, SE. Precipitaţiile sunt sub formă de averse grele, căderi masive de zăpadă,

grindină, care încetează în intensitate şi continuă un timp relativ scurt după trecerea frontului.

Umiditatea scade şi cerul se acoperă cu nori cumulus care încet, încet, dispar. În funcţie de an,

locaţie, anotimp, fronturile reci se pot repeta la intervale de 7-10 zile.

4.3.3.2 Frontul cald

Frontul cald este frontiera dintre o masă de aer cald care înaintează şi se ciocneşte de o masă

de aer mai rece. Simbolul frontului cald este o linie şi semicercuri de culoarea roşie (fig. 5.3). Într-

un front cald masa de aer cald care înaintează este mai uşoară şi urcă încet peste masa de aer rece

pe care a întâlnit-o. Spre deosebire de frontul rece, frontul cald înaintează cu o viteză mult mai

mică, 10-15 km/h către E, NE, iar masa de aer cald ia locul aerului rece în timp de câteva zile. De

aceea răcirea vremii este foarte rapidă, în timp ce încălzirea ei este un fenomen lent. Ca urmare a

ascensiunii sale, aerul cald se răceşte lent şi, la atingerea nivelului de condensare, începe formarea

sistemelor noroase. Condiţiile atmosferice în acest caz sunt stabile. Mult în faţa frontului cald (800

– 1500 km) apar mai întâi norii înalţi, urmaţi apoi de norii medii şi de cei joşi, nimobostratus şi

stratus, (la 500-700 km distanţă) care aduc şi precipitaţii, (zăpadă, averse uşoare, ploaie

mocănească, lapoviţă, burniţă) uneori de durata, însă nu foarte abundente. La contactul cu frontul

cald încep să se suprapună nori stratus şi cumulus. După trecerea frontului cald cerul se luminează.

La contactul cu frontul cald temperatura creşte rapid, după care se stabilizează. Presiunea

atmosferică scade încet, după care rămâne constantă.

90

Aer recePrecipitaţii moderate

Altostratus Cirrostratus

Cirrus

Nimbostratus

Aer cald

Front cald

Aer cald

La nivelul solului

La înălţime

Fig. 5.6. Fenomene meteorologice ce au loc la înaintarea unui front cald

4.3.3.3 Frontul oclus

Frontul oclus ia naştere atunci când un front rece (care se deplasează repede) prinde din

urmă un front cald. Simbolul este o linie mov care uneşte triunghiuri şi semicercuri pe aflate pe

aceeaşi parte (dat fiind că cele două mase de aer înaintează în acelaşi sens). Înaintarea rapidă a

masei de aer rece forţează aerul cald să se deplaseze în aceeaşi direcţie însă aerul cald mai uşor şi

mai lent este forţat să se ridice şi astfel masa de aer cald dispare în plan orizontal. Cele două

fronturi continuă să se mişte împreună. Astfel de fronturi iau naştere în ciclonii de latitudine

medie, deci în apropierea depresiunilor. Într-un astfel de ciclon masele de aer cald şi rece se rotesc

în jurul centrului de presiune joasă. Dacă nu există aer cald depresiunea se aplatizează repede

datorită circulaţiei aerului rece de la presiuni mari la presiuni mici (vântul de gradient).

4.3.3.4 Frontul staţionar

Frontul staţionar este linia care desparte două mase de aer de origini diferite care se

deplasează una pe lângă cealaltă sau care sunt în repaus. De-a lungul uni astfel de front

fenomenele meteorologice sunt asemănătoare celor care însoţesc un front cald. Cerul se acoperă pe

arii mari cu nori stratiformi care aduc precipitaţii de lungă durată (4-10 zile şi chiar mai mult).

Ele sunt cauzele inundaţiilor care au loc în timpul verii. În final, fronturile staţionare dispar sau se

transformă în fronturi calde sau reci. Ele sunt simbolizate printr-o linie care are pe o parte

triunghiuri şi pe cealaltă semicercuri.

4.3.3.5 Ciclonul de latitudine medie

Într-un ciclon de latitudine medie există mai multe mase de aer care se rotesc în jurul unei

depresiuni care este cu atât mai adâncă cu cât diferenţele între masele de aer sunt mai mari. Figura

91

5.7 prezintă o schemă a ciclonului de latitudine medie din emisfera nordică, privit de sus, şi o

secţiune în plan vertical printr-un astfel de ciclon.

Frontul cald

Frontul rece

Precipitaţii

Aer rece Aer

foarte rece

Aer cald

D

780

770 760

785

B

C

A

Aer foarte rece Aer cald

Cumulonimbus

Stratus

Fig. 5.7. Ciclonul de latitudine medie. Stânga: circulaţia aerului în plan orizontal.

Dreapta: Aspectul vremii în trei locuri diferite aflate sub influenţa ciclonului

Masele de aer cald şi rece se rotesc în jurul centrului depresionar, unde vitezele sunt mari,

iar frontul rece ajunge din urmă frontul cald. În general, aerul cald este şi foarte umed. În zona

frontului cald au loc fenomenele prezentate mai sus, adică se formează nori de tip stratus şi

nimbus, care aduc precipitaţii de durată. În regiunea frontului rece care se deplasează cu viteze

mult mari, ascensiunea aerului cald este rapidă, violentă, însoţită de vânturi puternice, ploile

(căderile de zăpadă) sunt abundente. După un timp (3-5) zile are loc ocluziunea, în urma căreia,

datorită dispariţiei aerului cald, presiunile se egalizează în plan orizontal. În două trei zile de la

începerea ocluziunii ciclonul se disipă, viteza vântului scade considerabil, cerul se limpezeşte. Un

astfel de fenomen durează 5-10 zile, iarna chiar şi mai mult. Fără a intra în detalii, menţionăm doar

că această formaţiune este generată de formarea unor alternanţe de maxime şi depresiuni pe

direcţia Vest-Est în jetul polar.

A B C

92

5. ELEMENTE DE FIZICA AEROSOLULUI

5.1 GENERALITĂŢI

Răspândirea agenţilor poluanţi se face pe trei căi: prin aer, apă şi sol. Poluarea aerului

rezultă ca urmare a două mecanisme: creşterea peste limita normală a concentraţiei unor

componenţi care sunt prezenţi natural în atmosferă şi introducerea de substanţe noi la nivelul

atmosferic (în toate cele trei forme de agregare). În afara efectelor cunoscute (şi de aşteptat) ale

poluării atmosferice, poluarea atmosferică are şi efecte de natură meteorologică şi climatică cum

sunt: ceaţa industrială, modificarea ionizării atmosferice, reducerea vizibilităţii datorate prezenţei

particulelor de aerosol în atmosferă (în afara celei cauzate de ceaţă), reducerea radiaţiei solare

incidente ce ajunge la suprafaţa terestră din cauza absorbţiei pe aerosoli, scăderea concentraţiei de

ozon din stratosferă având ca urmare reducerea absorbţiei radiaţiei UV , etc.

În aer există impurităţi solide şi/sau lichide aflate în suspensie, denumite aerosoli. În multe

cazuri prin aerosoli se înţelege doar componenta solidă.

5.1.1 Aerosolul solid

Aerosolul sold este reprezentat de pulberi minerale şi vegetale, nisipuri şi argile, pulberi

vuclanice, pulberi meteorticie, partciule de fum şi cenuşă, microorganisme şi altele. Concentraţia

lor variază între limite foarte largi, având un minim de 10 particule /m3 (la munte) şi 20 000

particule/m3 sau mai mult (zone industriale).

Sursele aerosolului sunt naturale şi artificiale. Aerosolii sunt generaţi ca urmare a:

- dezintegrării mecanice a unor roci care are ca rezultat praful, nisipul

- antrenării în mişcare a prafului ca urmare a acţiunii vânturilor

- evaporării oceanului care are ca rezultat sarea marină

- dispersiei de materiale la suprafaţa Pământului

- erupţiilor vulcanice

- arderi de combustibili fosili

- reacţiile chimice şi condensarea gazelor şi vaporilor din atmosferă.

5.1.1.1 Clasificare, tipuri.

93

Aerosolul poate fi primar (emis direct în atmosferă)sau secundar (rezultat în urma unor

reacţii de conversie gaz-particulă). Dimensiunea aerosolului se întinde pe un domeniu foarte larg

care pleacă de la câţiva nm până la zeci de micrometri. Odată ajunse în atmosferă particulele de

aerosol îşi pot schimba atât mărimea cât şi compoziţia în urma condensării, a evaporării,

coagulării, activare în prezenţa vaporilor suprasaturaţi, etc.,

Particulele cu diametrul mai mic de 2,5 µm formează aşa numitul aerosol fin, în timp ce

pentru cele cu diametru mai mare se foloseşte termenul de aerosol grosier. Între cele două tipuri de

aerosol există diferenţe importante în ceea ce priveşte sursele, mecanismele de îndepărtare,

compoziţia chimice, proprietăţile optice (care sunt cele mai interesante din punctul de vedere al

fizicii atmosferei) şi efectele biologice.

După dimensiuni, aerosolul solid poate fi:

• particule (fine) Aitken, cu r ≤ 0,1 µm (ioni) – de exemplu noxele evacuate de la

automobile, electrocentrale, cenuşi; ele mai sunt cunoscute şi sub denumirea de

particule în modul nucleu. În general aceste particule se formează ca urmare a

condensării vaporilor fierbinţi ce apar în procesele de combustie şi din procesele de

nucleaţie. Ele sunt îndepărtate din atmosferă în special prin coagulare.

• particule mari sau particule în modul de acumulare, cu 0,1 ≤ r < 2,5 µm care rezultă din

coagularea particulelor din modul nucleu şi din condensarea vaporilor pe particule deja

existente. Timpul de viaţă al acestui tip de particule este cel mai mare dintre cele trei

domenii.

• particule gigant, cu r > 2,5 µm – de exemplu praf, polen, sare, fragmente de plante, care

sunt în general rezultatul fragmentărilor mecanice a materialelor de natură organică şi

anorganică de la suprafaţa Pământului. Fiind grele, acestea sedimentează rapid.

n(cm

-3)

100

2

00

0 1 2 3 4 diam (μ)

n(cm

-3)

100

2

00

0 0.05 0.1 0.15 0.20 diam (μ)

Fig. 5.1 Distribuţia aproximativă a aerosolului în funcţie de diametru

94

Numărul de molecule sau de monomeri dintr-o particulă de aerosol variază în funcţie de

diametru. Cele mici (sub 1 μm) au concentraţii între 10 şi câteva zeci de mii particule pe cm-3 în

timp ce cele mai mari au concentraţii cu mult mai mici (până în 1 particule/cm-3 .

În funcţie de locul şi originea aerosolului, acesta se clasifică în:

• aerosol urban, care este rezultatul emisiilor primare din industrie, transport şi surse

naturale secundare: mecanism de conversie gaz – particulă.

• aerosol marin, în principal particulele de sare de origine marină.

• aerosol continental, care au atât surse naturale (praf, microorganisme, pulberi) cât şi surse

antropogenice, dominând particulele fine (0,03 – 7 µm).

Aerosolul atmosferic este concentrat în troposferă însă o parte ajunge în stratosferă, unde

este reprezentat de soluţii apoase de acid sulfuric. Erupţiile vulcanice majore sunt cele care trimit

cantităţi importante de SO2 duce la formarea unui nor de acid sulfuric care rezidă în stratosferă un

timp îndelungat (pentru erupţii majore cum ar fi Pinatubo din iunie 1991 nivelul aerosolului

stratosferic a rămas ridicat peste doi ani).

În troposferă o mare part din aerosolul existent are origine antropogenică. Studiile efectuate

arată că în zonele neurbane concentraţia de aerosol fin este doar de două ori mai mică decât în

zonele urbane, ceea ce arată că timpul de viaţă al aerosolului atmosferic este destul de mare.

5.2 DINAMICA AEROSOLULUI

5.2.1 Mişcarea browniană

Distanţa mare străbătută de o moleculă între ciocniri este definită drum liber mediu (λ).

Dacă drumul liber mediu este mai mic decat raza particulei, λ < r, ansamblul de particule este

tratat ca un continuu. În caz contrar, dacă λ ≥ r, atunci ansamblul de particule formează un sistem

discret de N puncte iar fiecare partciculă poate fi analizată individual. Altfel spus, dacă

pDkn

rλλ 2

== → 0 , mediul este continuu, dacă →rλ ∞ acesta este discret iar pentru →

rλ 1

aansamblul se află în regim de tranziţie.

În descrierea mişcării browniene datorate agitaţiei termice se pleacă de la ecuaţia Langevin,

adică de la ecuaţia dinamicii scrisă pentru unitatea de masă

( )tdtd avv

+−= β (5.1)

95

unde vβ este termenul care reprezintă rezistenţa datorată frecării iar a reprezintă fluctuaţia

acceleraţiei. Forţa de frecare este descrisă de legea Stokes, F = 6πη r v (se neglijează dependenţa

de raportul λ⁄r), unde η este coeficientul de vâscozitate al aerului. Atunci forţa pe unitatea de

masă este

m

rvmFf πη6== ,

deci

m

rπηβ 6= . (5.2)

Înmulţim ecuaţia (5.1) scalar cu vectorul r, se mediază şi rezultă:

arvrvr +−=⋅ βdtd

Deoarece

( ) 2vvrvrvrvr −⋅=⋅−=⋅dtd

dtd

dtd

dtd

adică

arvrvvr ⋅+⋅−=− β2

dtd .

Din legea echipartiţiei energiei pe grade de libertate rezultă:

mkTv 32 =

iar din izotropia ciocnirilor rezultă 0=ar , astfel încât se obţine:

vrmkTvr

dtd

⋅−=−⋅ β3

sau

mkTvrvr

dtd 3

=⋅+⋅ β

o ecuaţie neomogenă care are ca soluţie:

96

mkTeCvr t 3

+⋅=⋅ −β (5.3)

Parametrul β

τ 1= se numeşte timp de relaxare vâscoasă, care, pentru aerosolul atmosferic,

este foarte mic. Pentru t >> τ, perturbaţiile vitezei dispar, şi deci

m

kTβ3

=⋅ vr .

Folosind definiţia vitezei,

( )2

21 rrrvr

dtd

dtd

=⋅=⋅

mkTr

dtd

β62 =

Înlocuind pe β din relaţia (5.2) se obţine

rtkTr

πη=2

sau

rtkTr

zyxπη33

2222 ==== . (5.4)

5.2.2 Difuzia şi sedimentarea aerosolului

Rolul principal în dispersia agenţilor poluanţi îl au turbulenţele şi circulaţia atmosferică,

însă difuzia si sedimentarea sunt comune tuturor tipurilor de aerosol.

5.2.2.1 Difuzia particulelor de aerosol

Fluxul de particule este cantitatea de substanţă care trece în unitatea de timp prin unitatea de

suprafaţă normală:

nj ⋅⋅

=dtdS

dQ

97

Difuzia este guvernată de legea lui Fick, care spune că fluxul de particule este proporţional

cu gradientul densităţii, luat cu semn schimbat (difuzia are loc dinspre regiunile cu densitatea mare

înspre cele cu densitate mică)

ρ∇⋅−= Dj (5.6)

Dacă difuzia este unidirecţională de-a lungul axei Ox, fluxul de particule este

97

dxdρDStQ = , (5.7)

unde D este coeficientul de difuzie, dat de

λvD31

= ,

Ecuaţia de continuitate este

( ) 0=∇⋅+∂∂ ρρ v

t.

Ţinând cont că vj ⋅= ρ şi de relaţia (5.6), putem scrie că

( )ρρ∇⋅∇=

∂∂ D

t

sau

nDtn 2∇⋅=∂∂ (5.8)

care este legea a –II-a a lui Fick.

Pentru comparaţie cu mişcarea browniană, calculăm < z2 >, presupunând că nu există

dependenţă de x şi y. Aceasta înseamnă că ∇n = ∂n/∂z.

Fie Ns numărul de particule de aerosol pe unitatea de suprafaţă normală la Oz, SNNs = ,

introduse într-un strat dz în vecinătatea lui z = 0. Atunci, conform lui (5.8):

2

2 22

n nz dz D z dzt z

∞ ∞

−∞ −∞

∂ ∂=∫ ∫

∂ ∂ (5.9)

Folosind regula integrării prin părţi,

2

22nD z dz

z

∞

−∞

∂∫

∂2 2 2nD z dz D ndz DN

z

∞ ∞

−∞ −∞

∂= − ⋅ = − = −∫ ∫

∂ (5.10)

Pe de altă parte variaţia densităţii totale a aerosolilor din întreaga coloană pe unitatea de

suprafaţă este zero,

98

0 = 2

2 zz n dz n dzt t

∞ ∞

−∞ −∞

∂ ∂=

∂ ∂∫ ∫ + 2 nz dzt

∞

−∞

∂∫

∂. (5.11)

Media unei mărimi oarecare este dată de:

d d dF F n x y z N F ndz∞ ∞

−∞ −∞= =∫ ∫ ∫ ∫ . (5.11)

Atunci primul termen din dreapta egalităţii (5.11) este

∫ ∫∞

∞

∞

∞ ∂

∂=

∂∂

=∂∂⋅

t

zNz

tz

NNnz

tzn

22

d1d2

şi, aplicând (5.10) şi (5.11), rezultă

.

Dt

z2

2

=∂

∂ ⇒ Dtz 22 = (5.12)

În mişcarea browniană r

kTtzπη3

2 = . Comparând cele două expresii, se găseşte coeficientul

de difuzie,

r

kTDπη6

= (relaţia Stokes-Einstein) (5.13)

Pentru particule foarte mici trebuie considerată corecţia lui Knudsen, găsită experimental,

adică

⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ +=

rrkTD λαπη

16

(5.14)

cu ⎟⎠⎞

⎜⎝⎛=λ

α rf , având expresia λαr

e1,1

4,025,1−

+= . Se observă că pentru raze mari ale particulelor,

r → ∞ α → 1 şi C → 1. Se observă că pentru particule foarte mici coeficientul de difuzie

variază invers proporţional cu diametrul moleculei la pătrat.

5.2.2.2 Sedimentarea

99

Aerosolul solid are tendinţă de sedimentare, datorită greutăţii. Pentru o particulă sferică

aflată în cădere (staţionară) prin aer greutatea este echilibrată de forţa arhimedică şi de cea de

frecare cu aerul

G = Fa + Fs

sau

ηrvrra π63

3π43

3π4 += ρρ ,

astfel încât viteza de cădere este:

209

022

rCgr

v ⋅=−

=⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛

η

ρρ (5.5)

Coeficientul C0 depinde de temperatură princoeficientul de vâscozitatea, aşadar şi viteza de

cădere depinde de temperatură. Un fluid poate fi în curgere laminară sau turbulentă.

Curgerea laminară este caracterizată de următoarele elemente:

are loc la viteze mici,

liniile de curent nu se intersectează,

straturile de curgere sunt paralele,

curgerea este staţionară (viteza este funcţie de poziţie, nu de timp),

forţele de frecare sunt tip Stokes, adică sunt proporţionale cu viteza

Curgerea turbulentă este caracterizată de următoarele elemente:

are loc la viteze mari,

liniile de curent dispar,

se formează vârtejuri,

curgerea este nestaţionară, viteza depinde de timp şi are fluctuaţii în jurul unei valori medii

forţele de frecare proporţionale cu pătratul vitezei, Ffs ∝ v2

5.2.2.3 Sedimentarea aerosolului şi distribuţia verticală

Ecuaţia de mişcare a particulei de aerosol în mişcare laminară este:

dd rez Amt= + +

v G F F

Pentru un aerosol de rază mare, forţa arhimedică este mult mai mică decât greutatea şi poate

fi neglijată:

100

d 6d

m m rt

πη= −v g v

Pentru un fluid a cărui deplasare se face cu viteza u,

( )d 6d

m m rt

πη= + −v g u v

Dacă este vorba despre aerosol mic, acţionează şi FA astfel încât:

0

d 6d

m m V rt

ρ πη= − −v g g v

În stare staţionară viteza nu variază, astfel încât viteza atinsă de particule este

⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ +

−⋅=

rgrvse

λαηρρ

192 02

dim , (5.15)

unde ρ este densitatea aerosolului, ρ0 densitate fluidului, iar Cr=+

λα1 reprezintă factorul de

corecţie pentru forţa de rezistenţă din partea aerului, FStokes.

După cum s-a arătat, densitatea aerului scade destul de repede cu altitudinea, astfel încât

sedimentarea are loc mai repede la altitudini mai mari.

Ecuaţia de mişcare se mai scrie (în absenţa FA):

vgv−=⋅ ττ

dtd , (5.16)

unde cr

m⋅=

πητ

6 se numeşte timp de relaxare caracteristic. Se presupune că fluidul este în

repaus, u = 0, şi se că viteza aerosolului are componentă doar pe direcţie verticală, v = (vx, vy, vz)

(fără vânt) şi viteza iniţială nulă. Atunci, proiectând ecuaţia (5.16) pe direcţia Oz, se obţine ecuaţia

neomogenă:

gv

dtdv zz =+

τ (5.17)

a cărei soluţie, obţinută după rezolvarea ecuaţiei omogene, va fi de forma:

101

⎟⎠⎞

⎜⎝⎛−+=

ττ tCgv partz exp . (5.18)

Pentru aflarea constantei C, se ţine cont că vz(0) = 0, de unde rezultă C= - gτ şi deci:

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡⎟⎠⎞

⎜⎝⎛−−=

ττ tgvz exp1 (5.19)

Pentru timpi mult mai mari decât timpul de relaxare, viteza de sedimentare atinge valoarea

staţionară,

vsedim=τ g (5.20)

Practic, timpul de relaxare este timpul necesar particulei pentru a atinge viteza

staţionară este aproximativ 4·10-8 s pentru o praticulă cu diametrul d = 0,05 μm, 3,6·10-6s pentru

una cu diametrul de 1 μm şi 7,7·10-3 pentru particulele mari, de 50 μm. Pentru un fluid aflat în

mişcare, τ reprezintă timpul necesar unei particule care intră într-un jet pentru a atinge viteza

acestuia. Intuitiv, particulele de dimensiuni mici sedimentează mai lent, având viteze de

sedimentare de câţiva cm/h, în timp ce particulele de dimensiuni mari ajung la viteze de 10 m/h

sau mai mult.

5.2.2.4 Sedimentarea în regim turbulent

Pentru particulele mari sau pentru mişcări turbulente, pentru care Re > 0,1, forţa de

rezistenţă este:

202

1 vAKFrez ρ⋅⋅= (5.21)

unde A este aria proiecţiei secţiunii normale a particulei la direcţia de înaintare. Numărul lui

Reynolds, ηρ vr

Re02

= , reprezintă raportul dintre forţele inerţiale şi cele vâscoase. Pentru o sferă,

secţiunea normală la direcţia de mişcare este un cerc, deci A = 42dπ .

Atunci ecuaţia de mişcare va fi:

2

02

2vrKmg

dtzdv

m ⋅⋅⋅⋅−= ρπ (5.22)

102

unde în general, eR

K 24= . Pentru Re < 0,1 forţa de rezistenţă devine de tip Stokes. Expresiile lui

K pentru diferite valori ale numărului Reynolds sunt date în tabelul de mai jos. La rândul său,

numărul lui Reynolds variază şi în funcţie de diametrul particulei iar câteva valori sunt date în

tabelul de mai jos.

Tabel 5.1. Expresiile coeficientului K în funcţie de numărul lui Reynolds

Re K

0,1 < Re < 2

( )⎥⎦⎤⎢⎣

⎡ ++= eReReReR

K 2ln160

9163124

2 < Re < 500 ( )687,024 15,01 eR RKe

⋅+=

500 < Re < 2·105 K = 0,44

Tabel 5.2. Valori ale numărului Re pentru diferite dimensiuni ale aerosolului

diametru (μm) Re

0,1 7 · 10-9

2,8 · 10-6 1

2,5 · 10-3 10

20 0,02

60 0,4

100 2

300 20

În stare staţionară viteza de sedimentare este:

2

1

0

21

20

3

20

38

2

34

2

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

⎟⎟⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜⎜⎜

⎝

⎛⋅⋅

==ρρ

ρπ

πρ

ρπr

KgC

rCK

gr

rCKmgvz

Dar K=f(Re) şi Re=f(vz) şi putem scrie:

( )zz vK

gCrv 138 2

1

0

⋅⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛⋅=ρρ

103

Re

K⋅ R

e2

Fig.5.2. Dependenţa factorului KRe2 de Re pentru o sferă

Atunci:

2

22202 4η

ρ rvKRK e ⋅=⋅

sau

32

0

02

2202

332

384

rgC

rKgCr

KRK e ⋅⋅=⋅⋅⋅⋅=⋅η

ρρρρ

ηρ

(5.23)

Se află KRe2 din relaţia (7) şi apoi se află Re din graficul din figura 5.2. În final, viteza de

sedimentare se determină din:

r

Rv e

02ρη

= .

5.3 PROCEDEE DE ÎNDEPĂRTARE A AEROSOLULUI

5.3.2 Procedee de îndepărtare uscată a aerosolului

Procesele de îndepărtare uscată sunt procese de transport ale aerosolului care au loc în lipsa

precipitaţiilor. Dintre acestea, cele mai importante sunt procesele de depunere uscată, care

reprezintă transferul aerodinamic al gazelor şi particulelor de aerosol din atmosferă către suprafaţa

terestră precum şi cele de sedimentare gravitaţională. În general, depunerea uscată este descrisă

cantitativ prin viteza de depunere care depinde de specia aerosolului, de parametrii meteorologici

104

şi de natura suprafeţei. Ea reprezintă procesul de curăţare a atmosferei având drept consecinţă

impurificarea ecosistemelor terestre şi acvatice.

Un proces de depunere uscată constă din trei etape:

1. Transportul aerodinamic până la stratul limită, care are loc în general prin difuzie

turbulentă, care este acelaşi pentru gaze sau aerosoli.

2. Transferul gazelor (prin difuzie) şi a particulelor fine (prin mişcare browniană) în

direcţia suprafeţei Pământului. Deoarece stratul limită este extrem de îngust,

aceste procese au loc în regim laminar sau cvasilaminar.

3. Fenomenele prin care gazele sau particulele sunt preluate de suprafaţa terestră:

aderenţa particulelor la sol sau absorbţia gazelor în sol. Aceasta din urmă este

influenţată mult de umiditate.

Pentru particulele mari este decisivă sedimentarea gravitaţională. Din expresia vitezei de

sedimentare se observă că ea creşte repede cu înălţimea (scade ρ). Procesele de depunere sunt

importante pentru particulele gigant. Particulele mici, Aitken, sunt îndepărtate prin alte procese

care sunt prezentate mai jos.

5.3.2.2 Coagularea browniană

Coagularea browniană reprezintă procesul de ciocnire şi alipire a particulelor aflate în

mişcare browniană. Ea se mai numeşte şi coagulare termică. Explicarea procesului de coagulare se

face pe baza studierii mişcării browniene a particulelor. Pentru două ansambluri de particule (1) şi

(2), având razele r1 şi r2 aflate în concentraţii n1 şi n2 se poate arăta că rata de ciocnire pentru o

stare staţionară este dată de inversul timpului parcurs între ciocniri:

2112121

12 )(4 nnrrD +=− πτ . (5.24)

Ser observă că rata de ciocnire este direct proporţională cu razele particulelor, concentraţiile

particulelor care difuzează şi de difuzivitatea lor relativă, D12 = D1 + D2. Dacă r1 << r2 , relaţia de

mai sus arată că timpul mediu de viaţă al ansamblului de particule mici care coagulează pe

particule mari este cu atât mai mic cu cât acestea din urmă sunt mai dese şi /sau mai mari.

Eficienţa de coagulare depinde de forma aerosolului, de condiţiile de suprafaţă, de

umiditatea atmosferică, de dinamica etc.

Ţinând cont că

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛+=

jjj rr

kTD απη

16

,

104

timpul de înjumătăţire este

( )NkTnnrD αη

πτ

+==

143

81

222121 .

Se observă că, odată cu trecerea timpului, particulele Aitken dispar iar maximul

concentraţiei se deplasează către particulele mari, care apoi sedimentează. Acest fenomene are o

durată medie de câteva zile. Studiile privind modificările de concentraţii de aerosoli au arătat că

schimbarea distribuţiei dimensionale datorate coagulării browniene este eficientă pentru particulele

Aitken. Determinările experimentale au arătat că particulele mici nu dispar complet ci, într-o

distribuţie a concentraţiei funcţie de raza particulei, formează un al doilea maxim pentru raze

foarte mici, de ordinul 0,001 μm. Existenţa acestui maxim ar putea fi rezultatul conversiei gaz-

particulă care generează aerosol primar Aitken.

Coagularea în regim laminar are loc dacă fluidul în care are loc fenomenul se află în curgere

Stokes şi dacă particulele mici din apropierea uneia mari se mişcă într-un curent determinat de

curgerea aerului din jurul unei particule mari izolate.

Într-un fluid aflat în curgere laminară, pentru care gradientul vitezei în direcţie normală la

direcţia curgerii este Γ, rata de coagulare depinde direct proporţional de acesta, după relaţia:

( ) 213

211

6nndd +

Γ=−τ

Pentru curgerea turbulentă expresia este asemănătoare celei de mai sus, însă trebuie ţinut

cont de vâscozitate.

5.3.1.1 Coagularea gravitaţională

Coagularea gravitaţională este procesul de alipire a particulelor mici la cele mai mari care

are loc în timpul sau în urma sedimentării sub acţiunea gravitaţiei. Ea poate avea loc în regim

laminar sau în regim turbulent. Particulele mari sedimentează repede, le ajung din urmă pe cele

mici, se ciocnesc şi rezultă coagularea (intercepţie directă). Notând cu d1 şi d2 diametrul

particulelor mari, respectiv al celor mici, coeficientul de coagulare este:

( ) ),(4 2121

21

12 ddEvvd

K −=π

105

5.3.2 Procese de îndepărtare umedă

Procesele de îndepărtare umedă a aerosolului sunt procesele naturale de colectare a

aerosolului din atmosferă şi colectarea lui într-un volum redus de apă. Aceste procese care constau

în interacţiunea particulelor de aerosol cu particule de nor, de cristale de gheaţă şi cu precipitaţii

solide şi lichide. Particulele de aerosol se vor ataşa sau vor fi captate de hidrometeorii atmosferici

şi vor cădea sub formă de precipitaţii la sol. Îndepărtarea umedă a aerosolului este un mecanism

natural de colectare a aerosolului poluant sau nepoluant şi concentrarea acestuia într-un volum

redus de apă. Cel mai important proces umed este îndepărtarea poluanţilor de către precipitaţii.

Precipitarea este eficientă pentru că substanţele poluante sunt concentrate într-un volum mic de

lichid.

Îndepărtarea umedă a aerosolului poate avea loc:

prin precipitaţii lichide (curăţare sub nor)

prin intercepţie noroasă (impactul particulelor de nor asupra aerosolului – curăţare

în nor)

cu ajutorul picăturilor de ceaţă

prin căderi de zăpadă

5.3.2.1 Formarea nucleelor de condensare (NC)

Orice particulă de aerosol poate deveni NC şi atunci ea se numeşte particulă activată.

Printre nucleele de condensare, cele mai întâlnite sunt: praful, sarea marină, aerosolii de natură

vulcanică, aerosoli de natură antropogenică. Practic, fără aerosoli norii s-ar forma la valori ale

umidităţii mult peste 100%. În prezenţa aerosolilor norii se formează la valori ale suprasaturaţiei

de 1% pentru norii de apă şi la valori de 30-80% pentru cei de gheaţă.

Teoretic, activarea ar trebui să aibă loc la valori foarte mari ale umidităţii relative astfel

încât, ţinând cont că umiditatea are în general valori sub 100%, doar particulele mari/gigant ar

trebui să fie active, ceea ce nu s-a verificat experimental. Conţinutul particulei de aerosol este în

general mixt, fiind un amestec de materiale solubile şi insolubile al căror procent variază funcţie

de loc, sursă de aerosol, etc. Dimensiunea particulei de aerosol variază cu umiditatea relativă iar

această variaţie depinde de raportul dintre substanţa solubilă şi apă, ερρ =apas , şi de umiditatea

la care fracţiunea solubilă formează o soluţie saturată.

În timpul formării norilor, aerosolii cu rol de NC se activează şi cresc liber ca urmare a

difuziei vaporilor de apă. Particula de aerosol creşte până la dimensiunea pentru care

suprasaturaţia critică este mai mică decât umiditatea relativă. Ea devine activată şi creşte liber şi

rapid prin condensarea vaporilor de apă, rezultând picătura de nor (ceaţă). Gazele solubile se

dizolvă în particulele de apă şi astfel are loc un tip de spălare (atât în nor cât şi sub nor). Astfel are

106

loc, de exemplu, îndepărtarea compuşilor de sulf din atmosferă. Faza apoasă devine mediu de

reacţie favorabil pentru transformarea compuşilor S(IV) în S(V), aceştia din urmă nefiind volatili

şi fiind transportaţi în sol.

Dacă aerosolii sunt în formă lichidă nucleaţia este omogenă şi are loc numai în norii de

gheaţă iar dacă aerosolii sunt ăn stare solidă nucleaţia este eterogenă şi poate avea loc în ambele

tipuri de nori. Precipitaţiile sunt generate atunci când picăturile sunt suficient de mari (raze de cca

1 mm). Creşterea picăturilor are loc prin coalescenţă, condensare şi procese în gheaţă.

Condensarea este mecanismul principal prin care picăturile de apă cresc rapid de la dimensiuni

iniţiale de zecimi de μm până la 10 μm.

substanţă insolubilă

substanţă solubilă

soluţie apoasă

Umiditatea creşte

Fig. 5.2. Fazele formării nucleului de condensare

Pentru dimensiuni mai mari procesul este mult încetinit; în condiţii de suprasaturare, o

picătură ajunge abia la cca 0,1 % din cantitatea de apă pe care o are o picătură de apă de ploaie de

dimensiuni medii după o oră. În interiorul norilor, picăturile mari colectează pe cele mici în timpul

căderii sub acţiunea gravitaţiei. Evident, particulele mari cad mai repede, astfel încât după un timp

particulele mici dispar, fie prin coalescenţă, fie prin evaporare, iar norul devine purtător de

precipitaţii. Pentru iniţiere precipitaţiilor se consideră că raportul dintre numărul de picături şi

volumul de aer trebuie să fie de 1 particulă la 1 litru de aer (10-6 pic/m3) .

5.3.2.2 Formarea NI (nucleelor de îngheţare)

Observaţiile experimentale au arătat că există nori de apă la temperaturi sub 0°C, adică apă

suprarăcită. Temperaturile pot ajunge până la –20°C.

Formarea nucleelor de îngheţare este un proces mai complicat decât cel a formării NC. Pe

de o parte cristalele au o structură complexă iar pe de alta există mai multe moduri în care o

particulă de aerosol se poate transforma într-un NI.

O posibilitatea este ca apa să fie absorbită direct de la faza de vapori pe suprafaţa nucleului

solid al particulei de aerosol, unde, dacă temperatura este suficient de coborâtă, vaporii sunt

transformaţi în gheaţă. Acest proces se numeşte modul de depunere. Un al doilea mod, numit mod

107

de îngheţare, presupune ca faza de gheaţă este iniţiată din interiorul unei picături de apă

suprarăcită de către NI. În sfârşit, în al treilea mod, numit de contact, nucleele de îngheţare iniţiază

faza de gheaţă atunci când are loc contactul cu picătura de apă.

Toate cele trei moduri de acţiune enunţate depind de temperatură iar modul de depunere

depinde în plus de umiditate în sensul că la o temperatură dată concentraţia de NI creşte odată cu

umiditatea relativă.

Măsurătorile de până acum arată că valoarea medie a concentraţiei de NI depinde de locul

geografic şi, pentru acelaşi loc, există variaţii temporale importante ale nucleelor de îngheţare.

Totodată, numărul de NI creşte exponenţial cu descreşterea temperaturii.

Nucleele de îngheţare sunt insolubile în apă, lucru observat din anticorelaţia dintre

concentraţia de nuclee de îngheţare şi cea a particulelor de aerosol formate din sare marină. Din

punctul de vedere al dimensiunii aerosolului care poate deveni nucleu de îngheţare, particulele

mari sunt mult mai eficiente decât particulele mici (Aitken). Se pare totuşi că acest lucru este legat

şi de compoziţia chimică a aerosolului mic. În sfârşit, există şi alte limitări ale transformării

aerosolului în NI, determinate de diferenţele de structură cristalografică dintre gheaţă şi substratul

de aerosol.

5.3.2.3 Efectele globale ale diferitelor tipuri de spălare

Îndepărtarea umedă a aerosolului lichid sau solid are loc prin procese de concentrare, adică

prin nucleaţie şi evaporare şi prin procese de colectare, adică de coalescenţă, acreţie sau

sedimentare. Pentru gaze îndepărtarea umedă are loc prin dizolvare, disociere, oxidare sau reacţii

la contactul cu aerosolul. Poluanţii gazoşi care sunt solubili în apă sunt absorbiţi în picăturile de

apă din nor şi eliminate odată cu căderea precipitaţiilor. În acelaşi timp precipitaţiile antrenează şi

aerosolul din atmosferă. Procesul de îndepărtare umedă este deci foarte eficient pentru atmosferă

însă are dezavantajul că transferă poluantul către sol.

Din punct de vedere global, procesul de îndepărtare uscată este continuu însă mai puţin

eficient decât procesul global de îndepărtare umedă, ce are loc în nori şi sub nori, prin precipitaţii.

Figura de mai jos prezintă o estimare a contribuţiilor depunerilor uscate ţi umede funcţie de timpul

de viaţă al aerosolului exprimat în zile.

108

0 5 10 15 20

timp (zile) D

istri

buţia

stat

istică

0

0,1

0

0

,20

Depunere uscată

Depunere umedă

Fig. 5.3. Distribuţia statistică a depunerilor uscate şi umede în funcţie de timp

Îndepărtarea (spălarea) particulelor de aerosol are loc:

în nor – particulele de aerosol sunt captate de particulele de nor şi de cristalele de

gheaţă;

sub nor – particulele de aerosol sunt captate de precipitaţiile în cădere.

Global, un proces de îndepărtare umedă din nor parcurge următoarele etape:

I) o fracţiune mare de aerosoli mici (r < 1 μm) este transferată în apa din nor prin difuzia

browniană, turbulenţă, fenomene foretice.

II) apa „poluată” este îndepărtată prin precipitare în picături de ploaie (acreţie – creşterea

particulei prin adăugare de alte particule).

S-a arătat că procesul global de îndepărtare umedă are un minim de eficienţă pentru

particulele cu raze în jurul valorii de 0.1 μm, care se explică ţinând cont că difuzia browniană

domină captarea particulelor cu raze mici, în timp ce impactul inerţial sau coagularea

gravitaţională umedă este eficient pentru particule mari.

5.3.2.4 Efecte foretice

În afara celor prezentate mai sus, aerosolul este supus şi unor procese induse de alte forţe

decât cele gravitaţionale.

Termoforeza este procesul de deplasare a particulelor determinată de o forţă indusă termic

ce apare ca urmare a gradienţilor termici datoraţi încălzirii neuniforme a ansamblului de particule.

S-a observat că lângă un corp cu tempertură mult ridicată faţă de cea a mediului aerul este practic

lipsit de aerosoli. Acest fenomen depinde de numărul Knudsen al particulelor. Dacă Kn>>1, adică

pentru particule mici, moleculele de gaz din partea mai caldă au energie cinetică mai mare şi deci

impulsul lor net este mai mare în partea mai caldă decât în cea rece, dirijând astfel particulele spre

direcţia temperaturilor coborâte. Dacă Kn<<1, deci pentru particule mari, mecanismul de

109

declanşare a termoforezei este mai complicat pentru că suprafaţa particulei şi stratul care o

înconjoară au gradienţii lor proprii. În esenţă însă se induce tot o mişcare ce are loc în sens opus

gradientului de temperatură din gaz. Viteza de deplasare termoforetică este dată de o relaţie

complicată care poate fi găsită în literatura de specialitate, însă este bine de ştiut că ea este

proporţională cu fluxul de căldură şi invers proporţională cu Kn, fiind nulă pentru particule foarte

mici, al căror număr Kn → ∞. Comparând viteza termoforetică cu cea de sedimentare, de exemplu,

se ajunge la concluzia că efectul termoforetic ar trebui luat în considerare doar dacă gradientul

termic este foarte mare.

Difuzioforeza este procesul de deplasare a particulelor de aerosol indusă de gradienţii de

concentraţie dintr-un amestec gazos. Ea are loc într-un gaz în care există un gradient de

concentraţia, aşa cum este o incintă în care are loc evaporarea apei. Cu cât distanţa faţă de

suprafaţa de evaporare este mai mare, cu atât concentraţia moleculelor de apă (deci a vaporilor)

este mai mică. Moleculele de aer se îndreaptă în jos pentru a înlocui moleculele de apă care au o

mişcare ascensională. Aerosolii vor fi împinşi în sus de apă şi în jos de aer astfel încât, ca urmare a

faptului că moleculele de aer sunt mai grele, va rezulta o mişcare netă a în jos. Viteza de deplasare

difuzioforetică (dată iar de o formulă relativ complicată) depinde de gradientul molar al gazului

care difuzează şi de masa molară a celor două gaze (cel care difuzează şi cel care există în mediu).

Ca şi în cazul efectului termoforetic, efectul difuzioforetic devine important doar în prezenţa unui

gradient foarte mare de densitate.

Fotoforeza este procesul de deplasare a aerosolilor asupra cărora se exercită un fascicul

puternic de lumină. Fotoforeza se poate explica ţinând cont că, pe de o parte, o fracţiune a

particulei de aerosol primeşte o cantitate mai mare de energie electromagnetică iar pe de alta,

moleculele din jur se încălzesc diferit. Fotoforeza poate fi pozitivă, atunci când fluxul net de

particule are loc dinspre sursa de lumină, şi negativă atunci când particulele se îndreaptă către

sursă. Direcţia deplasării depinde de caracteristicile optice, de absorbţie, ale particulei. Atât

studiile teoretice cât şi măsurătorile au arătat că, în condiţii atmosferice normale, fotoforeza este

neglijabilă în atmosferă. În concluzie efectele foretice pot fi neglijate în general în comparaţie cu

alte procese ce au ca efect îndepărtarea aerosolului din atmosferă.

5.3.2.5 Depunerile acide

Ca urmare a reacţiilor de oxidare a diferiţilor compuşi emişi în atmosferă în atmosferă există

aci zi în fază gazoasă (HCL, HNO3), solidă (aerosoli-sulfaţi, nitraţi) sau lichidă (dizolvaţi). Prin

procesele de îndepărtare uscată şi umedă ele sunt depuse pe suprafaţa terestră, proces denumit

depunere umedă. Ploaia acidă este procesul de îndepărtare a compuşilor acizi prin ploaie şi deci

110

depunerea acidă cuprinde ploaia acidă, ceaţă acidă, alte forme de depunere uscată, interceoţia

nortoasă acidă, etc.).

Sursa emisiilor

NOx

SO2 H2SO4 HNO3

2H+ + SO42-

H+ + NO3-

NH3 + H+ = NH4+

NH4+ NO3

- SO42- Depunere uscată

Dizolvare, spălare în nor

Depunere umedă

natural

SOL

+H2O

Fig. 5.4. Depuneri acide pe sol ca urmare a spălărilor în nor sau sub nor din atmosferă

Într-o atmosferă curată o picătură de apa nu are un pH neutru, aşa cum s-ar putea crede, ci

un pH de 5.6, cauzat de dizolvarea CO2. Dacă există şi oxizi de sulf sau azot, aceştia se transformă

în acizi sulfuric şi azotic şi se dizolvă în apa din atmosferă, astfel încât pH-ul picăturii de apă scade

şi mai mult, devenind acidă. Efectele ploilor acidă există de mult timp, încă din secolul XVIII, iar

termenul de „ploaie acidă” a fost introdus în 1872 de un chimist englez, Robert Smith. Adevărata

dimensiune a problemei a fost recunoscută spre 1970, când s-a ajuns la concluzia că fenomenul

depunerilor acide este unul regional şi global, că transportul poluanţilor în atmosferă are loc între

continente, nu numai între ţări şi că efectele depunerilor acide pot fi dezastruoase, mai ales pentru

viitor.

Observaţiile arată că la nivel global ploaia are un pH cuprins între 3,6 şi 6.3, interval aflat

sub valoarea 7 corespunzătoare teoretic apei naturale. Deoarece apa de ploaie NU poate avea acest

pH în mod natural, se consideră că un pH aflat puţin sub 5,6, nu este indicator al acidităţii de

natură antropogenică. Multe din observaţiile făcute deasupra oceanelor, unde nu există surse de

plouare, au arătat că apa de ploaie are deseori un pH de 5 sau chiar 4, aşadar este foarte grea

cuantificarea exactă a procentului de aciditate datorat activităţii umane.

Depunerea acidă este rezultatul a două procese, fie cel de emisie a acidului clorhidric direct

în atmosferă, fie ca urmare a poluanţilor secundari (acid sulfuric sau acid azotic)care rezultă în

urma dizolvării în apa din atmosferă a oxizilor de azot sau sulf. Depunerile acide pot ave aloc şi

atunci când poluanţii reacţionează cu apa (roua, bruma) la nivelul solului. Se estimează că 60-70%

din depunerile acide la nivel global sunt rezultatul emisiilor de SO2, care rezultă din arderi de

cărbune, obţinerea metalelor pure din minereuri, erupţii vulcanice, procese organice. Dintre

111

acestea, mai mult de 90% sunt de origine antoropogenică. În ce priveşte oxidul de azot, acesta

provine din arderile de cărbune, petrol, acţiuni ale unor bacterii în sol, incendii forestiere, erupţii

vulcanice, din care se pare că 95% provin, totuşi, din acţiuni ale omului. Chiar dacă principalul

responsabil pentru existenţa ploilor acide este CO2 efectul acestuia este mai puţin important decât

ceilalţi doi compuşi (NOx şi SO2) deoarece aceştia din urmă sunt mult mai solubili în apă şi deci

efectul lor asupra precipitaţiilor este semnificativ.

5.4 CONTRIBUŢIA ACTIVITĂŢILOR UMANE LA MODIFICĂRILE CLIMATICE

Atmosfera este teoretic un sistem termodinamic ce converteşte energia solară în energie

mecanică, care, la rândul ei este transformată în energie termică prin frecare. Vremea reprezintă

starea instantanee şi evoluţia zilnică, locală, a sistemelor sinoptice individuale. Climatul reprezintă

vremea mediată pentru o regiune, completată cu măsuri ale variabilităţii sale. Ambele sunt supuse

efectelor unor factori externi şi interni, unii dintre aceştia fiind de o importanţă deosebită în analiza

modificărilor climatice.

Factorii externi pot fi:

- generali (radiaţia solară, sfericitatea Pământului, mişcarea Pământului în jurul Soarelui şi

axei proprii, existenţa oceanelor şi continentelor)

- regionali şi locali (distanţa faţă de întinderi de apă, relief local, biosfera)

Factorii interni sunt: compoziţia atmosferei, stările de instabilitate, circulaţia generală a

aerului.

5.4.1 Variabilitatea climatică

Variabilitatea climatică de origine antropologică trebuie deosebită de cea datorată factorilor

naturali. Există controverse despre adevărata importanţă a efectului de seră indus de creşterea

concentraţiei gazelor poluante în creşterea temperaturii globale. Este deocamdată foarte dificilă

identificarea clară a unui semnal datorat exclusiv efectului de seră amplificat de creşterea

concentraţiei de CO2. Pe de altă parte, existenţa aerosolilor ar duce la răcire, ca urmare a extincţiei

radiaţiei datorate absorbţiei sau împrăştierii acesteia pe aerosoli. Ca urmare, răcirea indusă de

aceştia ar putea compensa încălzirea datorată efectului de seră. Date despre temperatură există de

la mijlocul secolului XIX, din 1860, iar variaţia (pozitivă) a temperaturii de-a lungul ultimului

secol este cuprinsă între 0,3 şi 0,6°C. Există diferite metode de reconstrucţie a temperaturilor

înainte de 1860. Unele sunt bazate pe studii ale straturilor de gheaţă care conţin bule de aer, care

112

oferă posibilitatea determinării precise a urmelor de CO2 şi a altor gaze. Tot din astfel de studii se

pot obţine, de asemenea, informaţii despre temperatura oceanului de unde se poate deduce

temperatura aerului. Apa grea, care conţine mai mult O18, se evaporă mai repede când temperatura

este mare.

Climatul s-a schimbat mereu iar la scale milenare schimbările au fost dramatice. In urmă cu

15 000 de ani, adică în epoca de gheaţă, temperatura era mai mică cu cca 4-5 °C. Ea a început să

crească semnificativ în urmă cu 10 000 de ani, perioadă numită Holocen. Pleistocenul se întinde pe

cca 150 000 de ani şi precede Holocenul. Variaţiile relativ bruşte ale temperaturii la scală atât de

mare de timp (zeci de mii de ani) sunt conectate cu schimbări ale înclinării axei de rotaţie a

Pământului iar cele mai mari au legătură cu modificare traiectoriei Pământului în jurul Soarelui.

Studiile care se ocupă cu evaluarea temperaturii globale în trecut sugerează că activitatea

solară influenţează temperatura globală. Un criteriu de măsură al activităţii solare este numărul de

pete solare. Deşi o parte din studii arată corelări ale unor fenomene meteorologice cu numărul de

pete solare, în timp ce altele sunt mai rezervate, influenţa activităţii solare asupra climatului nu

poate fi tăgăduită. Dificultatea unei estimari reale constă în faptul că există mai multe canale prin

care Soarele influenţează climatul. Cea mai la îndemână este variabilitatea radianţei solare care are

efect direct asupra bugetului energetic planetar. SE estimează cp o scădere a radianţei cu 0,1 %

menţinută pe parcursul unui deceniu produce o răcire semnificativă. O scădere de 2-5% poate

aduce Pământul în era glaciară. Deşi măsurătorile ale radianţei solare au început sistematic din

1979, există estimări ale acesteia bazate pe determinări ale concentraţiilor de izotopi atomici C14

şi Be10, care sunt efectul radiaţiilor cosmice. Acestea, la rândul lor, sunt şi ele un indicator al

activităţii solare. Cu cât aceasta este mai ridicată, cu atât radiaţiile cosmice scad în intensitate. Pe

de altă parte, variaţiile radianţei solare au loc ca rezultat a două fenomene: petele solare, care,

fiind mai reci, scad radianţa (însă cresc energia radiativă a razelor UV), şi faculele, care, fiind mai

strălucitoare decât restul suprafeţei solare, contribuie la creşterea, pe ansamblu, a radianţei solare.

Măsurătorile şi estimările radianţei solare arată că, în prezent, activitatea solară se apropie

de nivelul celei din 1200, perioadă caracterizată printr-o temperatură globală de asemenea mai

ridicată, arată că, în ultimul secol, activitatea solară se atinge de un maxim istoric. Pentru emisfera

nordică (cea sudică este dominată de ape; în plus există mult mai observaţii vechi în emisfera

nordică) s-a observat că variaţiile de temperatură se corelează cu cele ale radianţei solare totale.

Norii joacă un rol determinant în bugetul radiativ astfel încât acoperirea noroasă cu un anumit tip

de nori este unul dintre cele mai importante elemente ale climatului. Se estimează că efectul

norilor asupra climatului este de 10 ori mai mare decât cel al dioxidului de carbon. Există studii

care confirmă faptul că acoperirea noroasă se corelează atât cu intensitatea radianţei solare cât şi

cu fluxul de radiaţie cosmică. Se observă că în anii cu activitate solară crescută şi cu flux de

113

radiaţie cosmică scăzut (cele două mărimi sunt mereu anticorelate) acoperirea noroasă de

laaltitudine joasă este scăzută faţă de anii în care activitatea solară/fluxul de radiaţii cosmice este

crescută/scăzut. Toate acestea sugerează că, măcar o parte din încălzirea globală pe care o trăim în

prezent, ar putea avea cauze naturale.

Controversele nu se opresc însă aici, deoarece o parte din studii arată că o variaţie de 1% a

radianţei solare atrage după sine o variaţie a temperaturii de 2 °C. Cum variaţia radianţei în ultimul

secol este în medie de 0.13%, ar trebui ca temperatura să fi crescut doar cu 0.26°C şi nu cu 0.6°C,

aşa cum se estimează în prezent. În plus, cu cât ne apropiem de prezent, diferenţa între cele două

valori (variaţia datorată radianţei şi cea reală) creşte, ceea ce este o dovadă a faptului că încălzirea

globală excesivă din ultimii ani are cauze antropologice.

O cauză importantă a variabilităţii climatice este modificarea suprafeţelor terestre (având

cauze naturale şi antropologice): secetă, defrişări, cultivări, , crearea lacurilor artificiale,

urbanizare. O importanţă deosebită asupra climatului o are albdo-ul. Se apreciază, de exemplu, că

transformarea savanei în deşert măreşte albedo-ul de la 0.16 la 0.35 iar defrişările de păduri

tropicale şi transformarea lor în savane dublează albedo-ul de la 0.8 la 0.16, etc.

5.4.2 Aerosolul şi climatul

Datorită proprietăţilor sale, aerosolul poate avea efecte importante asupra climatului, în mod

special la scală locală şi regională, însă la diferite scale temporale. Principalul efect al aerosolului

este cel radiativ. Efectele aerosolului pot fi clasificate în:

- efecte directe, cum sunt cele datorate împrăştierii şi absorbţiei radiaţiei solare

incidente şi reflectate precum şi a radiaţiei terestre

- indirecte – efectul asupra norilor

Efectul indirect este poate chiar mai important decât cel direct deoarece cea mai mare

incertitudine în modelele climatice este legată de răspunsul norilor la creşterile concentraţiilor

gazelor cu efect de seră ş de efectul cumulativ al acestora asupra climatului. Norii înalţi au efect

pozitivi (încălzesc Pământul prin efect de seră) în timp ce norii joşi au efect negativ pentru că

reflectă radiaţia solară înapoi în spaţiu. Efectul cumulativ al norilor este de scăderea a radiaţiei

incidente, deci de răcire globală. Ambele efecte cumulate duc la efecte de răcire şi încălzire care

nu sunt independente şi între care există relaţii de feed-back, multe dintre ele încă necunoscute.

Revenind la efectul direct al aerosolului, măsurători ale temperaturilor în urma împrăştierii

radiaţiei pe particule fine au arătat că în astfel de cazuri extincţia radiaţiei are ca rezultat o scădere

a temperaturii. Este favorizată reflexia radiaţiei primite către spaţiu, cu efect de răcire a atmosferei.

Energia reflectată este aproximativ proporţională cu masa columnară, măsurată în g/cm2. La

latitudini mari, răcirea indusă de aerosoli are acelaşi efect în valoare absolută, dar opusă ca semn,

114

ca încălzirea suprafeţei prin efect de seră datorată dublării concentraţiei actuale de CO2 (modelare

teoretică a bilanţului energetic). Dacă se iau în considerare efectele combinate ale norilor şi

aerosolului şi albedoul suprafeţei, rezultă că suprafeţele tip deşert, gheaţă sau iarbă uscată se

încălzesc. Încălzirea devine importantă pentru zone în care la altitudini stratosferice se află vapori

de apă.

Un alt efect direct, uşor observabil, este scăderea vizibilităţii în zonele în care există

concentraţii ridicate de aerosol, în primul rând datorită difuziei luminii în toate direcţiile de către

aceştia. Efectul indirect este urmarea activării aerosolilor şi transformarea lor în NC pentru ceaţă.

Cele mai bune observaţii şi studii în legătură cu efectul aerosolilor asupra climatului au fost

făcute în timpul şi după erupţiile vulcanice. Cantitatea de praf introdusă în atmosferă după o

erupţie importantă poate fi foarte mare. Cenuşile vulcanice rămân suspendate în atmosferă 1-2 ani

iar efectele lor asupra climatului, şi nu numai, sunt dramatice, aşa cum s-a întâmplat de exemplu,

în 1883, când erupţia vulcanului Krakatoa a produs scăderea medie a temperaturii globale cu 0,5°C

timp de aproximativ 12 luni în timp ce măsurătorile intensităţii luminii solare efectuate la sol au

arătat o scădere a acesteia cu 10%.

5.4.3 Încălzirea globală

Încălzirea globală este sugerată de existenţa mai multor fenomene. Cea mai clară dovadă

este analiza variaţiei temperaturii, care, în 140 ani, a crescut cu 0.5°C. Din ultimii 140 de ani, 1998

a fost cel mai călduros an, şapte din cei mai fierbinţi ani sunt după 1990, secolul XX a fost cel mai

cald din ultimul mileniu. În afara valorilor crescute ale temperaturii există şi alte semne ale

încălzirii globale, ca, de exemplu: dezintegrarea unor limbi de gheata din Antarctica din între anii

1995 şi 2000, retragerea şi topirea unor gheţari (Muntele Kenya, Alaska, Montana, Alpi), ridicarea

nivelului mării, creşterea temparturii globale ale oceanelor, ş.a.m.d.

Oceanele acoperă cca 70% din suprafaţa terestră şi sunt principalii redistribuitori ai energiei

solare, pe lângă atmosferă. Redistribuirea întregii energii solare se face la o scală temporală de

decenii sau chiar secole. Deoarece concentraţia de gaze cu efect de seră nu este constantă,

temperatura măsurată la un moment dat nu este cea de echilibru, atingerea temperaturii de

echilibru făcându-se după cca 10-100 ani. Din această cauză nu se poate aprecia dacă încălzirea

globală se datorează creşterii concentraţiei gazelor de seră numai din măsurătorile de temperatură.

5.4.3.1 Efecte ale încălzirii globale

Un efect al încălzirii globale ar putea fi topirea stratului de gheaţă din vestul Antarcticii , din

care cea mai mare parte se află sub nivelul mării. De asemenea, poate fi afectata viteza cu care

stratul de gheaţă ajunge în ocean şi se sparge în aisberguri. Ca urmare, oceanul ar primi un flux de

115

apă dulce şi rece care va modifica atât salinitatea, cu efecte asupra biosferei, şi curenţii oceanici,

cu efecte asupra climei. Creşterea salinităţii ar avea şi efecte asupra dinamicii interne a oceanelor,

pentru că ar reduce curenţii vertical şi care au loc în zona insulelor Groenlanda şi Islanda, ceea ce,

la rândul său, ar stopa un curent de apă adâncă ce circulă din Oceanul Atlantic către Oceanul

Indian şi Pacific, care determină cantitatea de precipitaţii şi temperatura în zonele respective.

Topirea gheţii are ca efect şi scăderea albedoului acelei suprafeţe, cu feed-back pozitiv asupra

climatului (accelerarea încălzirii). Formarea uraganelor presupune, în afară de anumite condiţii de

umiditate şi presiune atmosferică, o temperatură a apelor oceanelor de minim 26C. Dacă

temperatura globală creşte, suprafeţele de apă mai caldă decât această temperatură de prag vor fi

mai mari, având drept consecinţă creşterea numărului de fenomene meteorologice extreme precum

şi extinderea acestora spre zone care acum sunt „calme”. Pentru zonele de latitudine medie

climatul este determinat de gradientul de temperatură dintre Poli şi Ecuator. Una din urmările

încălzirii globale este scăderea valorii acestui gradient la suprafaţă şi creşterea acestuia la înălţime

precum şi creşterea cantităţii umidităţii din atmosferă ca urmare a evaporării mai rapide în

prezenţa temperaturii mai mari. Umiditatea crescută este si ea un factor determinant în formarea

furtunilor. Încălzirea globală are ca efect modificarea regimului ploilor şi vânturilor şi posibilitatea

modificării globale a regimului vânturilor prin deplasarea centrului ciclonic spre latitudine medie.

O altă categorie de efecte ale încălzirii globale este cea a schimbărilor proceselor chimice

din atmosferă, nu numai ca urmare a variaţiilor de temperatură şi precipitaţii dar şi ca urmare a

schimbărilor în dinamică, vegetaţie, etc. La rândul lor, acestea influenţează climatul. Cantitatea de

vapori de apă se schimbă, ceea ce afectează cantitatea de ozon, care este un gaz cu efect de seră,

astfel încât variaţiile în concentraţia sa afectează climatul.

Gazele care afectează climatul sunt vaporii apa, dioxidul de carbon, ozonul, metanul,

dioxidul de azot, CFC+11 şi CFC+12. În afara de apă şi ozon, toate celelalte înregistrează variaţii

ale căror origini sunt de natură antropologică. Fără a intra în detalii, fiecare dintre acestea

contribuie la evoluţia climatului.

Bioxidul de carbon, CO2, este cel mai important dintre gazele cu efect de seră cu rol în

încălzirea globală, după vaporii de apă. Variaţiile de CO2 la scală milenară sunt strâns legate de

variaţiile climatice. Trebuie specificat însă că nu se ştie la ora actuala care dintre variaţii a

determinat-o pe cealaltă in trecut. Concentraţia la nivelul anului 1800 era de 270 ppm, în timp ce la

ora actuală ea atinge 350 ppm sau chiar mai mult. În era preindustrială 98,1% din cantitatea de

CO2 se afla stocată în oceane şi 1,9 în atmosferă. La ora actuală se estimează că doar 80-85% din

cantitate este preluată de oceane iar restul rămâne în atmosferă. Aceasta se datorează faptului că

ciclul carbonului are loc într-un timp de zeci de mii de ani, astfel încât o emisie mai mare de

carbon în atmosferă nu poate fi echilibrată rapid prin absorbţia acestuia de oceane. Spre deosebire

116

de alte gaze, CO2 nu este îndepărtat prin alte procese chimice. S-a estimat că din 100 de molecule

de CO2 lasnate în atmosferă, 6 din ele se dizolvă în ocean în primul an, 29 în primii 10 iar toate

dispar abia după mai mult de 1000 de ani. La ora actuală se presupune că, dacă arderile de

combustibil fosil (cărbune) continuă în acelaşi ritm, concentraţia de CO2 poate atinge nivelul

maxim de 400 ppm, care este valoarea maximă atinsă în ultimul milion de ani. Aşa cum am arătat

mai sus, odată introdus în atmosferă CO2rămâne aici pentru secole.

5.4.3.2 Prognoze pentru schimbările climatice

La ora actuală părerile ştiinţifice în legătură cu acest aspect se situează la poli opuşi. La unul

dintre ei se află oamenii de ştiinţă care afirmă că încălzirea globală este determinată de activitatea

umană iar efectul indus de concentraţiile de poluant ar fi mult mai important dacă nu ar fi

contrabalansat de o răcire globala care cauze antropologice. La celălalt se află cei (cu mult mai

puţini) care contestă încălzirea globală şi care, în cazul recunoaşterii ei, o pun pe seama

fenomenelor naturale. Este foarte posibil ca încălzirea datorată gazelor de seră să fie mascată de o

răcire determinată de aerosoli sau de o prezenţă crescută a norilor. În afara CO2 un alt poluant,

SO2, reprezintă o sursă foarte importantă de NC pentru nori. Creşterea concentraţiei acestuia,

aşadar, ar avea ca efect indirect răcirea globală. Chiar dacă creşterea temperaturii înregistrată în

ultimul secol ar avea numai cauze naturale, creşterea concentraţiilor gazelor de seră peste anumite

limite va avea efecte importante asupra climatului.

Ozonul acţionează asupra climatului în două sensuri: datorită absorbţiei radiaţiilor UV are

efect de răcire asupra sistemului Pământ – troposferă, iar datorită absorbţiei şi împrăştierii radiaţiei

IR emise de Pământ are efect de încălzire. O schimbare în radiaţia medie netă la tropopauză are ca

rezultat o variaţie a bugetului radiativ în sens pozitiv (care duce la încălzire) sau negativ (care are

ca efect o răcire globală). Modificările concentraţiei vaporilor de apă se regăsesc în variaţii ale

compuşilor hidroxil, care la rândul lor au rol în formarea ozonului, în îndepărtarea CH4 şi CO2.

Oraşele sunt surse desimportante de energie, chiar dacă nivelul acesteia nu este la nivelul

celei schimbate de Pământ cu Soarele. Totuşi, în aglomerările urbane mari tempratura la sol poate

creşte cu până la 10°C faţă de exterior, generând asa numită calotă urbană. O astfel de sursă de

energie termică generază modificări importante în circulaţia atmosferică, în regimul ploilor şi al

vânturilor. Cel mai des întâlni efect este iniţierea unei acţiuni convective rapide care duce la

formarea de nori cumulonimbus şi la furtuni locale, accentuate şi de o eventuală trecere a unui

front rece.

La nivel global este posibilă nivelarea gradientului termic dintre poli şi Ecuator, care este

sursa esenţială a circulaţiei atmosferice actuale, ca urmare a creşterilor temperaturilor în zonele

117

temperate. Rezultatul ar fi pătrunderea mai accentuată a aerului polar către latitudini medii şi

extinderea regiunilor de formare şi dezvoltarea a ciclonilor către zone temperate.

117

6. ELEMENTE DE HIDROLOGIE

6.1 GENERALITĂŢI

Hidrologia studiază circulaţia şi distribuţia apelor pe toate spaţiile, interacţiunea

acestora cu mediul şi cu activităţile umane.

Ciclul hidrologic este procesul de circulaţie a apei considerat ca sistem închis. Un

sistem cuprinde sistemul atmosferic (meteorologic), sistemul oceanologic şi pe cel hidrologic.

În orice sistem există intrări şi ieşiri. Intrările sunt reprezentate de orice tip de precipitaţii

(ploaie, zăpadă, apă rezultată din condesarea vaporilor, grindină). Ieşirile au loc sub forma

curgerilor pe versanţi, râuri, transportate de aluviuni precum şi sub forma evapotranspiraţiei.

In figura de mai jos sunt schematizate procesele care participa la circuitul apei din si

inspre sol.

Condensare Advectie Condensare Sublimare Gheata si zapada

Precipitatii

Transpiratie

Precipitatii

Evaporare

Curgeri peversant

Curgeri

Lac Infiltratii

Umiditate sol

Curgeri subterane Ape subterane

Ocean

Evaporare

Fig. 6.1. Intrări si ieşiri

6.1.1 Precipitaţii lichide

Ploaia este elementul meteorologic principal de intrare într-un bazin hidrologic

(considerat sistem închis). Procesele prin care vaporii de apă din atmosferă condensează şi pot

produce nori, din care apoi cad precipitaţii, sunt descrise într-un capitol anterior. Reamintim

că, dacă temperatura este peste zero grade Celsius precipitaţiile cad, în general, sub formă de

118

ploaie în timp ce în caz contrar precipitaţiile sunt, în general, sub formă de zăpadă. Spun în

general pentru că mai există şi precipitaţii sub formă de gheaţă care cad în anotimpurile

călduroase, sau lapoviţa, care face, evident, tranziţia de la ploaie la zăpadă în timpul

anotimpurilor friguroase. Viteza medie de cădere a precipitaţiilor este de 4-8 m/s, însă ea

poate varia destul de mult.

În România cele mai importante ploi provin din nori aduşi de formaţiuni ciclonice.

Acestea sunt de două feluri:

• ploi torenţiale, de scurtă durată dar însemnate cantitativ, care sosesc în general

pe linia abruptă a frontului pus în mişcare de formaţiunea ciclonică

• ploi de lungă durată însă care aduc cantităţi mici de precipitaţii, care în general

sunt aduse de un front cald care precede un maxim de presiun (anticiclon).

Ploaia torenţială este o ploaie foarte puternică, cu durata mai mică de 24 h. Intensitatea

ploii este raportul dintre înălţimea stratului de precipitaţii şi timpul în care au avut loc

precipitaţiile:

hasl166

minmm

⋅==

th

thI

O astfel de ploaie acoperă arii mici iar intensitatea variază foarte mult de la un punct la

altul, una din cauzele acestei variaţii fiind deplasarea ploii ca urmare a curenţilor de aer.

Nucleul ploii este perioada în care cantitatea de precipitaţii este maximă. Din punctul de

vedere al acntităţii de precipitaţii celelalte perioade sunt practic puţin importante deoarece

nucleul ploii este cel care produce viitura. În funcţie de perioada de timp în care se

înregistrează nucleul faţă de întreaga durată a ploii, ploile pot avea asimetrie pozitivă (nucleul

se află în prima jumătate a duratei ploii) sau asimetrie negativă (nucleul se află în a doua

jumătate). Centrul ploii este punctul (aria) în care intensitatea ploii este maximă. Ploile cu

asimetrie pozitivă însoţesc de obicei fronturile reci şi cele ocluse, în timp ce ploile cu

asimetrie negativă se întâlnesc mai des la înaintarea unui front cald.

Sistematizarea datelor se face cu ajutorul mai multor elemenete. Unul dintre ele este

legat de graficele variaţiei intensităţii în timp, numite hietograme. Un alt element este

stabilirea relaţiei dintre intensitatea, durata şi frecvenţa ploii. O relaţie simplă este aceea care

stabileşte frecvenţa cu care are loc un anumit tip de ploaie

anidenr.

eintensitatsidurataaceeasicuploinr.==

Nnf

119

În general datele despre ploi se referă la un bazin hidrologic pentru care se execută

curbe ce combină informaţii despre înălţime, durată şi suprafaţă.

Ploaia maximă probabilă ( PMP ) reprezintă cel mai mare strat teoretic de precipitaţii

care poate cădea, într-un bazin hidrografic intr-o perioadă determinată. Teoretic, din 14 km de

nori, se poate obţine un strat de 124 mm de precipitaţii, ceea ce însă ar fi adevărat doar dacă

încărcarea norului ar fi permanentă. Determinarea PMP este necesară în vederea amenajărilor

hidrotehnice şi se face în mai multe etape:

- se consideră ploile excepţionale, determinându-se curbele cantitate de

precipitaţii - înălţime - timp;

- se determină θr reprezentativ, persistent pentru 12 ore la 1000 mb pe baza

unor grafice date şi pe baza observaţiilor de – a lungul celor 12 ore;

- se determină apa precipitabilă:

g

qW p

D ρΔ

= ,

unde q este umiditatea specifică, Δp reprezintă grosimea stratului, iar ρ este densitatea apei;

- se calculează θr maxim, după care se determină WD maxim corespunzător;

- se determină

( )

),(,

11

22

rD

rD

HWHW

rθθ

= ,

unde H2 este altitudinea de interes, H1 este altitudinea zonei unde se află sursa de aer umed (

mare, ocean, etc ).

6.2 PROCESE HIDROLOGICE

6.2.1 Evapotranspiraţia

Apa este transportată de la suprafaţa Pământului către atmosferă prin intermediul a

două procese distincte: evaporare şi transpiraţie

6.2.1.1 Evaporarea

120

Evaporarea este procesul prin care apa în stare lichidă este transformată în apă în stare

gazoasă (vapori). Evaporarea are loc dacă există o suprafaţă de apă şi dacă umiditatea relativă

este mai mică decât cea a suprafeţei de apă sau dacă umiditatea este sub 100%. Acest proces

necesită o energie foarte mare (de exemplu pentru evaporarea unui gram de apă se consumă

600 cal de energie calorică). Căldura latentă de evaporare (egală cu cea de condensare) este de

aproximativ 10 MJ / kg.

Evaporarea depinde de energia calorică primită de o suprafaţă de apă, de vânt, care la

rândul său influenţează valoarea coeficientului de turbulenţă. De deficitul de umiditate, de

temperatura atmosferică, etc. Dacă o suprafaţă de apă primeşte un flux caloric ridicat, energia

cinetică a moleculelor creşte iar acestea pot scăpa din lcihid cu o rată mai mare. Dacă rata de

condensare a vaporilor de apă este egeală cu rata de evaporare, atunci se atinge echilibrul iar

vaporii devin saturaţi.

6.2.1.2 Transpiraţia

Transpiraţia este procesul prin care plantele pierd apa prin frunze. În mare parte

transpiraţia este un proces pasiv controlat de umiditatea atmosferică şi de cea a solului, de

radiaţia solară, de temperatură, de rugozitatea solului (factori meteo).

Deoarece pierderea de apa in stare lichida se face simultan prin cele doua procese,

acestea fiind foarte greu de separat, se obişnuieste a se folosi denumirea de evapotranspiraţie.

Rata de evapotranspiraţie depinde de

• cantitatea de energie disponibila

• fluxul caloric

• umiditatea atmosferica, un grad mic de umiditate însemnând viteză de

evaporare mare; viteza vântului in imediata vecinătate a suprafeţei apei ( prin

evapotranspiraţie, vaporii de apa sunt stocai intr-un strat limită de câţiva cm a

suprafaţa pământului. Când acest strat limita se saturează, procesul de

evapotranspiraţie se opreşte. Vântul îndepărtează acest strat, contribuind in

felul acesta la creşterea ratei de evapotranspiraţie.). Aceste dependente sunt

cuprinse in formula:

),(, tpeedzdekE =−=

• evident, evapotranspiraţia are loc doar dacă există apă suficientă.

La scală globală, evapotranspiraţia este dominată de procesul de evaporare a apei din

oceane, mai ales în regiunile subtropicale. Aici energia de origine solară este suficientă pentru

a furniza energia necesară transformării apei în vapori. În general apa lichidă pierdută în

121

timpul evapotranspiraţiei este în cantitate mai mare decât cea primită de oceane (şi sol) prin

precipitaţii la latitudini medii şi mari.

Evapotranspiraţia este de două feluri: evapotranspiraţie reală şi evapotranspiraţie

potenţială. Prima este o măsură a capacităţii atmosferei de a îndepărta apa de pe suprafaţa

terestră prin procesele de evaporare şi transpiraţie, presupunând că ar exista un proces

continuu de înlocuire a apei pierdute la suprafaţă. În estimarea acesteia trebuie să se ţină cont

de energia provenită de la Soare, de vânt şi de gradientul presiunii vaporilor.

6.2.2 Infiltraţia

Infiltraţia este procesul de pătrundere a apei intr-o zona nesaturata a solului, considerat

ca mediu poros constituit din schelet solid si goluri. Daca golurile sunt umplute cu apa,

obţinem un sol saturat; daca aceste goluri sunt neumplute, atunci avem un sol nesaturat, aerat.

Porozitatea solului, η, se calculează după relaţia:

probavalgolurival100=η

Ca urmare a forţelor capilare si gravitaţionale apare o diferenţă de potenţial care face

ca apa din sol sa fie in mişcare. În funcţie de direcţia forţelor care rezultă din echilibrul celor

două potenţiale, apa se ridică sau coboară în sol. Daca Φc este potenţialul forţelor capilare iar

Φg potenţialul forţelor gravitaţionale, atunci putem avea:

ΔΦc >ΔΦg şi se produce fenomenul de exfiltraţie, ascensiunea apei din sol spre

suprafaţa acestuia.

ΔΦc < ΔΦg şi are loc fenomenul de infiltraţie.

Rata de infiltraţie reprezintă cantitatea de apă care intra in unitatea de timp in sol. De

obicei se considera rata de infiltrarie raportată la unitatea de suprafaţă, se notează cu fi şi

depinde de fluxul de apă din sol, cantitatea de apă din sol, precum şi de distribuţia spaţială a

apei în sol.

Umiditatea pământului, W, se determină după relaţia:

Clauscatpamantapamasa

probadinapamasaW 0105100= ( % )

122

6.3 POLUAREA REŢELEI HIDROLOGICE

6.3.1 Jeturi

Modelul fizic general al evoluţiei unui efluent poluant intr-un mediu fluid este

rezultatul acţiunii forţelor motrice asociate deversării de poluant. Exista mai multe modele

asociate cu:

a) zona de jet;

b) zona de racordare;

c) zona de dispersie.

Orice jet este caracterizat prin impuls propriu si prin forte de portanta ( arhimedice )

datorate diferenţei de densitate dintre poluant si apă. Importanţa forţelor de portanţă în raport

cu forţele de inerţie datorate vitezei jetului se caracterizează prin numărul lui Froude:

0

22

ρρΔ

=dg

UFr ,

unde U – reprezintă viteza jetului;0ρρΔ - reprezintă densitatea relativă poluant ( efluent ) şi

mediu iar d – dimensiunea geometrică caracteristică.

Valoarea acestui număr dă informaţii în legătură cu importanţa relativă a forţelor de

portanta si a forţelor de inerţie datorate vitezei jetului:

daca Fr → ∞, atunci forţele de portanta sunt nule şi rămân nule în absenţa unui

gradient exterior de temperatură. Spunem că avem un regim neportant in care

se face o evacuare tip jet;

daca Fr → 0, atunci forţele de inerţie sunt nule si vom avea o evacuare tip

pana;

daca 0 << Fr << ∞, atunci obţinem un regim intermediar numit pana forţata.

Cele trei zone sunt delimitate după cum urmează:

zona de jet – de la punctul de descărcare (evacuare) in mediu, si se menţine

atât timp sursa de energie este proprie efluentului (poluantului);

zona de tranziţie – energia proprie scade si efluentul are energie aproximativ

egala cu cea a mediului;

zona de dispersie pentru care energia proprie a efluentului s-a consumat.

123

Evacuarea are loc sub acţiunea mediului, fiind posibile mai multe modalităţi de

evacuare:

prin canale libere la suprafaţă – jet de suprafaţa;

prin conducte – jet submers.

6.3.1.1 Caracteristicile punctului de descărcare si ale efluentului

Atunci când se studiază deversarea unui poluant în reţeaua hidrologică trebuie

cunoscute:

dimensiunile tipice – adâncimea curgerii h0 ( jet de suprafaţă )

diametrul evacuator D0 ( jet submers )

orientarea direcţiei de evacuare a efluentului fata de sensul curentului principal

( al curgerii apei );

viteza jetului v0;

fluxul de impuls M0;

debitul Q0;

diferenţa relativă de densitate intre efluent si jet.

fluxul portant P0.

In general, in apele calde se formează jeturi portante, de suprafaţă, iar în apele uzate

se pot forma ambele tipuri de jeturi.

6.3.1.2 Jeturi de suprafaţă

Principalii parametri hidrodinamici care influenţează evoluţia jeturilor sunt:

- curentul transversal ( sau coaxial ) din mediul receptor;

- mişcarea aerului ( vântul ) – produce curbarea traiectoriei efluentului;

- turbulenta interna ( portanta ).

Dacă jetul se face perpendicular pe direcţia de curgere a mediului există riscul realipirii

poluantului la malul la care a avut loc deversarea. Distanta d la care se realipesc jeturile la mal

depinde de:

- raportul dintre viteza v a mediului ( râul ) si cea a poluantului U0;

- orientarea si intensitatea vântului în stratul limită (vântul are efecte

importante doar când viteza sa depăşeşte 70 km / h);

- diluţia poluantului este accantuată în acest caz.

Dacă jetul are loc la un unghi mare (150°) faţă de direcţia de curgere (împotriva

curentului) se evită realipirea jetului la mal însă în acest caz concentraţia poluantului rămâne

aproape de valoarea iniţială şi se formează o peliculă concentrată de poluant care se deplasează cu

viteza v a mediului fluid.

124

6.3.1.3 Jeturile submerse

Jeturile submerse pot avea loc:

- în curent, situaţie în care dacă iteza curentului este mai mare decât cea a

jetului apele uzate rămân într-un curent îngust paralel cu fundul râului.

Dacă , în schimb, viteza curentului este mai mică decât cea a jetului, jetul

se dezvoltă pe toată adâncimea curgerii.

- în contracurent, caz în care se formează o zonă de stagnare care conţine un

nucleu turbionar.

U0

Fig. 6.1. Patrunderea jetului intr-un rau perpendicular pe sensul de curegere al acestuia. Se

observă realipirea jeturilor la malul la care se face deversarea

Fig. 6.2. Patrunderea jetului intr-un rau, in sens opus celui de curgere.

Se observă alipirea jetului la malul opus celui la care s-a făcut deversarea

Dispersia poluantului in ape statatoare este datorată curenţilor induşi de vânt:

Lac vânt

zonă de stagnare ( plan )

U0 viteza efluentului

Fig. 6.2. Distributia vitezelor intr-un lac

Dacă vântul se permanentizează, se produce o deplasare a planului de stagnare către

mijlocul lacului, ceea ce duce la menţinerea efluentului într-o concentraţie ridicată, până la

diluţia în apă.

v efluent (poluant)

U0

v (râu)

d