UNIVERSITATEA BABES-BOLYAI,
FACULTATEA DE STIINTA MEDIULUI
METEOROLOGIE SI CLIMATORLOGIE
SUPORT DE CURS PENTRU UZ INTERN
(an III ISBE, an II GM, II IM, an II SM)
Titular de curs: lect. dr. Arghius Viorel
-2010-
1
Cuprins: Partea I-a. Meteorologie Cap.1. Introducere în Meteorologie
1.1. Definiţia, obiectul şi sarcinile meteorologiei
1.2. Ramurile meteorologiei şi legătura ei cu alte ştiinţe
1.3. Relaţiile meteorologiei cu diferite activităţi umane
1.4. Scurt istoric al dezvoltării meteorologiei
Cap.2. Atmosfera terestră
2.1. Atmosfera – caracteristici generale
2.2. Compoziţia aerului atmosferic
2.3. Stratificarea atmosferei
Cap.3. Fluxuri radiative
3.1. Soarele şi activitatea solară
3.2. Compoziţia spectrală a radiaţiei solare
3.3. Constanta solară. Slăbirea intensităţii radiaţiei solare la tercerea prin atmosferă
3.4. Fluxuri radiative
3.4.1. Radiaţia solară directă (S)
3.4.2. Radiaţia difuză (D)
3.4.3. Radiaţia totală (Q)
3.4.4. Radiaţia reflectată (R). Albedoul (A)
3.4.5. Radiaţia terestră (T) şi radiaţia atmosferică (Ra). Radiaţia efectivă (Re)
3.4.6. Bilanţul radiativ-caloric
Cap.4. Temperatura aerului
4.1. Introducere
4.2. Transferul căldurii în atmosferă
4.3. Variaţia în timp şi spaţiu a temperaturii aerului
4.3.1. Variaţia diurnă a temperaturii
4.3.2. Variaţia anuală a temperaturii
4.4. Procese adiabatice în atmosferă
4.4.1. Repartiţia temperaturii pe verticală
4.4.2. Procese adiabatice în atmosferă
4.5. Inversiuni de temperatură
Cap. 5. Vaporii de apă din atmosferă
2
5.1. Sistemul de faze al apei
5.2. Originea şi răspândirea vaporilor de apă în atmosferă
5.3. Mărimile care definesc umezeala atmosferică
Cap.6. Condensarea vaporilor de apă
6.1. Factori genetici ai condensării
6.1.1. Răcirea aerului până la punctul de rouă
6.1.2. Prezenţa nucleelor de condensare
6.2. Forme de condensare a vaporilor de apă
6.2.1. Condensarea la nivelul substratului
6.2.2. Condensarea în stratul inferior al atmosferei –ceaţa
6.2.3. Condensarea în atmosfera liberă – norii
Cap.7. Precipitaţiile atmosferice
7.1. Forme şi tipuri de precipitaţii
7.2. Geneza precipitaţiilor
7.3. Variaţia precipitaţiilor la nivel global
7.4. Tipuri de regim pluviometric
7.4.1. Tipul ecuatorial:
7.4.2. Tipul subecuatorial
7.4.3. Tipul musonic
7.4.4. Tipul deşertic-tropical
7.4.5. Tipul mediteranean
7.4.6. Tipul temperat
7.4.7. Tipul polar
Cap.8. Presiunea atmosferică
8.1. Generalităţi
8.2. Variaţia presiunii atmosferice cu înălţimea
8.3. Variaţiile periodice şi neperiodice ale presiunii
8.4. Câmpul baric, topografia barică, izobarele
8.5. Zonele de presiune ale Pământului şi principalele sisteme barice
Cap.9. Curenţii atmosferici
9.1. Generalităţi
9.2. Factorii care influenţează viteza şi direcţia vântului la sol
9.2.1. Gradientul baric orizontal
9.2.2. Forţa de abatere a mişcării de rotaţie (forţa Coriolis)
3
9.2.3. Forţa de frecare
9.2.4. Forţa centrifugă
9.3. Factorii care influenţează viteza şi direcţia vântului în altitudine
9.4. Clasificarea vânturilor
9.4.1. Circulaţia generală atmosferei. Vânturi permanente.
9.4.2. Vânturi locale
Cap.10. Mase de aer şi fronturi atmosferice
10.1. Vremea
10.2. Masele de aer
10.3. Fronturile atmosferice
10.3.1. Frontul cald
10.3.2. Frontul rece
10.3.3. Frontul oclus
Cap. 11. Perturbaţii atmosferice
11.1. Ciclonii extratropicali
11.1.1. Caracteristicile ciclonilor extratropicali
11.1.2. Geneza ciclonilor extratropicali
11.1.3. Structura ciclonului tânăr
11.1.4. Repartiţia ciclonilor extratropicali
11.2. Ciclonii tropicali
11.2.1. Trăsături generale
11.2.2. Condiţii genetice
11.2.3. Răspândirea pe Glob
11.3. Tornadele
11.4. Fenomene de risc asociate norilor Cumulonimbus
11.4.1. Ploile abundente
11.4.2. Vijeliile
11.4.3. Descărcările electrice
11.4.4. Grindina
11.5. Anticiclonii
4
Partea a II-a. Climatologia Cap.1. Climatologia şi ramurile acesteia
Cap.2. Factorii genetici ai climei
2.1. Factorii radiativi
2.2. Factorii dinamici
2.2.1. Circulaţia generală a atmosferei
2.2.2. Rolul climatic al vânturilor permanente
2.2.3. Circulaţia musonică
2.2.4. Rolul climatic al curenţilor oceanici
2.3. Suprafaţa activă ca factor climatic
2.3.1. Influenţa repartiţiei uscat-apă asupra climei
2.3.2. Relieful şi particularităţile sale
2.3.3. Vegetaţia
2.3.4. Stratul de zăpadă şi gheaţă
2.4. Activităţile şi structurile antropice
Cap 3. Zonele şi tipurile majore de climă ale globului
3.1. Climatele zonei calde
3.1.1. Climatul ecuatorial
3.1.2. Climatul subecuatorial
3.1.3. Climatul tropical-arid şi subarid (,deşertic’ şi ,semideşertic’)
3.1.4. Climatul tropical-umed (,musonic’)
3.2. Climatele zonei temperate
3.2.1. Climatul subtropical
3.2.2. Climatul temperat-oceanic
3.2.3. Climatul temperat-continental
3. 3. Climatele zonei reci
3.3.1. Clima subpolară
3.3.2. Clima polară
BIBLIOGRAFIE
5
Partea I-a. Meteorologie
Cap.1. Introducere în Meteorologie
1.1. Definiţia, obiectul şi sarcinile meteorologiei
Din punct de vedere etimologic, noţiunea ‚meteorologie’ provine din combinarea
cuvintelor greceşti ‚meteoron’ (fenomen produs în aer) şi ‚logos’ (ştiinţă). Meteorologia este
ştiinţa care se ocupă cu studiul fenomenelor şi a proceselor din atmosfera terestră. O altă
sarcină a meteorologiei este asociată previziunii principalelor fenomene şi procese
meteorologice având la bază cunoaşterea legităţii fenomenelor şi proceselor atmosferice.
Starea fizică a atmosferei la un moment dat şi într-un anumit loc se numeşte vreme
caracterizată prin valori cantitative şi calitative ale principalilor parametri : temperatura,
presiunea, umiditatea, direcţia şi viteza vântului, aspectul, tipul şi înălţimea norilor, cantitatea
şi felul precipitaţiilor, vizibilitatea, durata de strălucire a Soarelui etc. Observaţii şi măsurători
asupra elementelor meteorologice se efectuează la posturi si staţii meteorologice, observatoare
aerologice, cu ajutorul sateliţilor şi a radarului meteorologic etc.
1.2. Ramurile meteorologiei şi legătura ei cu alte ştiinţe
Principalele ramuri ale meteorologiei sunt:
- meteorologia generală/fizica atmosferei – cercetează, descrie şi explică din punct de
vedere fizic fenomenele atmosferice;
- actinometria – studiază radiaţia solară, terestră, atmosferică şi bilanţul radiativ
precum şi fenomenele de absorbţie, reflexie şi difuzie a radiaţiei ;
- meteorologia sinoptică – analizează dinamica şi termodinamica fenomenelor şi a
proceselor atmosferice pe suprafeţe extinse în scopul previziunilor meteorologice;
- meteorologia dinamică – ramura care se ocupă cu studiul mişcărilor atmosferei şi
transformările energetice din atmosferă;
6
- aerologia/fizica atmosferei libere – studiază fenomenele şi procesele din stratele mai
înalte ale atmosferei cu ajutorul sondajului aerian realizat prin intermediul radiosondelor,
rachetelor şi a sateliţilor meteorologici;
- climatologia – ramura care se ocupă cu studierea principalelor tipuri şi subtipuri de
climă. Clima se stabileşte prin prelucrarea statistică a datelor de observaţii şi măsurători
reprezentând regimul vremii stabilit pe o perioadă mai îndelungată de timp şi o suprafaţă mai
extinsă.
1.3. Relaţiile meteorologiei cu diferite activităţi umane
Condiţiile de viaţă şi activităţile economice sunt puternic influenţate de fenomenele
atmosferice, cu atât mai mult cu cât în ultima perioadă de timp, Pământul, este supus unui tot
mai accentuat stress demografic şi se confruntă cu o creştere a intensităţii şi frecvenţei
fenomenelor de risc.
În domeniul agricol, observaţiile efectuate asupra principalilor parametri (temperatura
aerului, solului, precipitaţiile, grosimea şi rezerva de apă din stratul de zăpadă, durata şi
intensitatea îngheţului, secetei, etc), sunt deosebit de utile pentru activităţi precum:
planificarea producţiei, aclimatizarea de noi specii etc.
În sectorul transporturilor principalele elemente de interes sunt cele care pot induce o
stare de pericol, astfel:
- t. aeriene: nebulozitatea, vizibilitatea, ceaţa, vântul, givrajul, fenomenele convective;
- t. maritime: ceaţă, vânt, furtuni;
- t. feroviare: ploi care spală ecartamentul, vânturi puternice, furtuni, viscol,
temperaturi prea ridicate, depuneri solide;
- t. rutiere: ceaţă, polei, strat de zăpadă, precipitaţii abundente, temperaturi extreme.
Alte domenii/sectoare de activitate direct interesate de variabilitatea spaţio-temporală
a elemetelor meteorologice sunt: medicina (unele fenomene pot duce la creşterea incidenţei
unor boli şi chiar a mortalităţii), industria, turismul (resurse bioclimatice, fenomenele
atmosferice de risc), activităţile militare (anumite fenomene de risc îngreunează activităţile
militare), construcţiile (durata şi intensitatea îngheţului, temperaturile extreme, furtunile etc).
7
1.4. Scurt istoric al dezvoltării meteorologiei
La nivel mondial:
- observaţii ocazionale, nesistematice asupra unor elemente meteorologice s-au efectuat
încă din perioada antică (precipitaţii în India şi vânt în Grecia);
- în sec. IV î.e.n. Hippocrat scrie prima climatologie concentrată în principal pe date de
interes medical; tot în perioada respectivă Aristotel scrie prima Meteorologie;
- perioadă fără realizări importante până în a doua parte a evului mediu;
- meteorologia începe să se individualizeze ca ramură a fizicii în secolul al XVII-lea
odată cu inventarea instrumentelor meteorologice de bază : termometrul şi barometrul; primul
termometru a fost realizat de Galileo Galilei în 1597 iar în anul 1643 Viviani construieşte
primul barometru bazându-se pe vestita experienţă a lui Toricelli;
- sec VIII-lea apar gradaţiile termometrelor: Fahrenheit, Reaumur şi Celsius; Saussure
construieşte higrometrul cu fir de păr iar Woltmann anemometrul;
- în sec. XIX apare scara Beufort, psihrometrul, pirheliometrul, anemometrul cu cupe,
metoda sondajului aerian cu baloane iar meteorologia începe să se formeze ca ştiinţă odată cu
organizarea observaţiilor meteorologice regulate;
- după primul război mondial meteorologia se dezvoltă într-un ritm accentuat contribuţii
esenţiale la dezvoltarea acestei ştiinţe având Bjerknes, Pogosian, Budâko, Koppen, Berg,
Alisov.
În România:
- primele observaţii meteorologice se fac la Iaşi şi Bucureşti spre sfârşitul secolului al
XVIII-lea;
- prima staţie meteorologică a fost înfiinţată în 1859 la Sulina după terminarea
războiului Crimeei (1856) iar prima reţea de staţii meteorologice apare între anii 1880-1882;
- în 1984 ia naştere Institutul Meteorologic Central iar în 1985 apare primul buletin
meteorologic.
8
Cap.2. Atmosfera terestră
2.1. Atmosfera – caracteristici generale
Atmosfera – învelişul de aer care înconjoară Pământul, alcătuit dintr-un amestec de
gaze, vapori de apă şi substanţe solide fine.
Densitatea atmosferei scade accelerat odată cu creşterea altitudinii, de la 1,250 kg/m³
la suprafaţa terestră la 0,41 kg/m³ la 10 km şi 4 g/m³ la 40 km.
Masa totală a atmosferei este egală cu 5,157 x 10 la 15 t, adică 1/1000000 din masa
Terrei. Din acesta, aproape 50 % este concentrată până la 5 km şi 99 % până la 36 km.
Limita superioară a atmosferei (care stabileşte grosimea acesteia) poate fi trasată cu
aproximaţie acolo unde atomii gazelor mai uşoare (H şi He) au o densitate comparabilă cu cea
din spaţiul interplanetar (circa 10 000 km).
Forma atmosferei este asemănătoare cu cea a Pământului, adică elipsoidală, ca efect al
forţei centrifuge, însă bombarea de la ecuator şi turtirea de la poli sunt mai acentuate ca în
cazul Terrei. Forma pentru straturile superioare şi mai ales pentru magnetosfera terestră se
aseamănă cu cea de ,,pară’’, ca efect al turtirii acesteia în partea expusă către Soare, generată
de vântul solar. Forma suferă unele deformări periodice ca urmare a atracţiei exercitate de
Soare şi mai ales de Lună (maree atmosferică) şi ca urmare a dilatării produse sub acţiunea
razelor solare în timpul zilei.
2.2. Compoziţia aerului atmosferic
Atmosfera este un amestec mecanic de gaze, substanţe
solide şi vapori de apă.
Până la altitudini de circa 100 km ponderea diferitelor
gaze este foarte omogenă (omosfera). Mai sus de această
altitudine compoziţia chimică a atmosferei se schimbă
(eterosfera), predominând starea atomică a elementelor
chimice. Astfel, între 200-1000 km predomină oxigenul
atomic, iar mai sus de 500 km cea mai mare parte a azotului se
află în stare atomică. Între 1000 şi 2000 km predomină heliul,
iar la înăţimi mai mari hidrogenul.
9
Gazele care alcătuiesc omosfera pot fi încadrate în 2 mari grupe, după ponderea
acestora în atmosferă: gaze principale, constante ca pondere, care deţin un procent mai mare
în aerul atmosferic şi gaze secundare.
Azotul şi oxigenul sunt gazele predominante, care deţin 99,03 % din volum. Urmează
ca pondere argonul cu un procent de 0,93 %.
Gazele secundare, deşi stabile chimic, sunt prezente în aer în proporţii mai reduse,
având, în plus, o variabilitate mai mare în timp. Acestea sunt: vaporii de apă, dioxidul de
carbon, neon, heliu, metan, cripton, hidrogen, oxid azotos, monoxid de carbon, xenon şi ozon.
În plus se mai adaugă o serie de alte gaze provenite în urma desfăşurării activităţilor
antropice: amoniac, NOx, hidrogen sulfurat, trioxid de sulf.
Vaporii de apă, rezultaţi în urma evaporării apei şi transpiraţiei plantelor şi animalelor,
au o mare variabilitate spaţio-temporală. Astfel, în regiunea intertropicală ponderea lor poate
ajunge la 4 % din volum, scăzând la mai puţin de 1 % în regiunile tropicale şi zonele
temperat-continentale în anotimpul de iarnă. Conţinutul de vapori scade rapid şi pe verticală
de la 8-10 g/kg la nivelul mării, până la aproape 0,001 g/kg la 15 km. Măsurătorile mai
recente au semnalat prezenţa vaporilor şi la înălţimea de 100 km. Pe lângă faptul că vaporii de
apă pot da naştere, prin condensare, precipitaţiilor atmosferice, aceştia mai au şi rolul de a
reţine căldura provenită de la Soare şi cea pierdută de Pământ, favorizând efectul de seră.
Dioxidul de carbon are o concentraţie medie de 0,038 % din volum, acesta crescând
mult în aerul de deasupra oraşelor. În ultima perioadă de timp se manifestă o tendinţă de
creştere a concentraţiei CO2 în atmosferă. Dioxidul de carbon provine atât în urma
desfăşurării unor procese naturale (respiraţie, descompunerea materiilor organice, erupţii
vulcanice), cât şi pe cale antropică (arderea
combustibililor). Importanţa dioxidului de
carbon din punct de vedere meteorologic
este considerabilă, acesta exercitând
absorbţia selectivă asupra radiaţiei solare şi
terestre cu lungimi de undă lungă (radiaţii
calorice), contribuind, în consecinţă, la
încălzirea aerului din atmosfera inferioară.
Ozonul. În atmosfera joasă, ca
urmare a instabilităţii accentuate a ozonului
molecular sub influenţă temperaturilor
ridicate, acesta este prezent doar sub formă de urme în regiunile calde, având ponderi mai
10
ridicate înspre poli şi în regiunile de munte. La nivelul atmosferei inferioare formarea acestui
gaz este favorizată de motoarele cu combustie internă, descărcări electrice etc. Ozonul poate fi
periculos când se află concentrat în apropierea solului, fiind toxic pentru plante şi iritant
pulmonar în cazul omului în cazul în care se depăşesc anumite concentraţii. Concentraţia
maximă în atmosferă se află la înălţimi de 20-25 km, strat care dacă ar fi adus la presiunea de
la nivelul mării ar avea grosimea de doar 3-4 mm. Importanţa acestui strat pentru viaţa
Pâmântului este deosebită prin faptul că opreşte o parte din radiaţiile ultraviolete provenite de
la Soare. În a doua jumătate a sec. al XX-lea, utilizarea excesivă a CFC-urilor
(clorofluorocarburi/freoni), în o serie de procese de fabricaţie (frigidere, spray-uri, aparate de
aer condiţionat), a dus la subţierea stratului de ozon, culminând cu apariţia unei găuri în
pătura de ozon deasupra Antarcticii (prima dată a fost descoperită în anul 1983). Acestă
situaţie a determinat luarea unor măsuri pentru diminuarea şi chiar stoparea utilizării acestor
substanţe în producţia industrială (Protocolul de la Montreal, 1897). De remarcat faptul că
aceşti poluanţi sunt foarte stabili (durata medie de viaţă variază între 45 ani-CFC11 şi 500 ani
CFC115), neputând fi dizolvaţi de ploi, condiţii în care cu toate măsurile luate trebuie să
treacă o bună perioadă de timp până ce stratul de ozon se va reface în totalitate.
Separat de gazele amintite, aerul mai conţine diferite particule lichide şi solide cu
proporţii foarte variabile. Aerosolii, cum sunt denumite aceste particule, ating un număr
mediu de 8000-10000 particule / cm³ în apropierea solului (chiar câteva sute de mii /cm³ în
atmosfera oraşelor), scăzând la 100 particule/cm³ la 5 km înălţime. Provenienţa particulelor
este foarte diversă (furtuni de praf, erupţii vulcanice, incendii naturale etc.), fiind atât de
origine naturală (praf, cenuşă vulcanică, bacterii, polen, spori, săruri marine, praf cosmic), cât
şi antropică (particule fine de cărbune, cenuşă, ciment, praf, diverşi oxizi etc.). Aerosolii au
un rol foarte important în cadrul procesului de condensare a vaporilor de apă, constituind
,,suportul’’în jurul cărora se formează picăturile de apă sau fulgii de zăpadă.
2.3. Stratificarea atmosferei
Având în vedere criteriul distribuţiei temperaturii aerului în înălţime se pot separa 5
strate principale ale atmosferei. Astfel, de la suprafaţa terestră spre limita superioară a
atmosferei se succed: troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera (ionosfera) şi exosfera,
separate de 4 zone de tranziţie (tropopauza, stratopauza, mezopauza şi termopauza).
11
Structura verticală a atmosferei
(http://burro.cwru.edu/Academics/Astr201/Atmosphere/structure.jpg)
a. Troposfera
- se extinde în parte inferioară a atmosferei până la altitudini medii de 10-12 km (mai
scăzute la poli - 8-10 km şi mai ridicate la Ecuator – 16-18 km);
- cuprinde 70-75 % din masa atmosferei şi aproape întreaga cantitate de vapori de apă;
- mediul celor mai importante fenomene meteorologice: precipitaţii, depuneri de
gheaţă, ceaţă, viscol, fulgere etc.
- caracter turbulent ca urmare a puternicei influenţe a suprafeţei terestre, de unde şi
denumirea (gr. tropos – agitat) ;
- în condiţii normale (fără izotermie sau inversiune de temperatură), temperatura scade
relativ constant, cu 5-6 ºC /km (gradient normal de temperatură), ajungând la -35 - -65 ºC la
limita superioară a troposferei ; după aceasta limită temperatura rămâne relativ constantă până
la aproximativ 20 km;
- la limita superioară circulă curenţi de mare viteză (jet-streams), cu viteze medii de
100 km/h şi viteze maxime estimate până la 400-500 km/h; aceştia bat de la vest la est, la
12
limita dintre tropopauza polară şi cea temperată pe de o parte (40-50 º latitudine) şi la limita
dintre tropopauza temperată şi cea tropicală pe de altă parte (30 º latitudine). În vara emisferei
nordice desupra paralelei de 20 º lat. N acţionează un curent de sens opus (est-vest) deasupra
sudului Asiei şi nordului Africii.
b. Stratosfera
- extinsă deasupra troposferei, până la înălţimi de 48-50 km ;
- include stratul de ozon, concentrat în principal între 20-25 km;
- temperatura aerului nu se modifică substanţial până la circa 20-25 km, crescând
apoi cu 1-2 º C/km pâna la aproximativ -10 - 0º C la 50 km, ca efect al absorbţiei radiaţiilor
ultraviolete de către ozon ;
- sunt prezenţi curenţi orizontali de mare viteză care duc la amestecul turbulent al
aerului;
- uneori pot fi observaţi nori sidefii, formaţi din cristale fine de gheaţă. Aceştia
devin vizibili în momentul în care cristalele de gheaţă sublimate pe praful meteoric reflectă
lumina solară.
c. Mezosfera
- se întinde până la altitudinea de 80-90 km;
- temperatura scade cu 2-3 ºC /km, ajungând în dreptul mezopauzei la -80 ºC;
- apariţia, după apusul Soarelui, a norilor argintii formaţi din praf meteoric şi
vulcanic.
d. Termosfera (Ionosfera)
- se extinde de la 80-90 km până la 800-1000 km (între 60-700 km - ionosfera);
- temperatura creşte rapid ajungând la circa 1000-2000 ºC la limita superioară, de
unde şi denumirea de termosferă; temperaturile foarte ridicate se datorează absorbţiei
radiaţiilor solare UV, cu lungimi mici de undă (λ≤0,2 μ), de către oxigenul molecular (O2)
care se disociază în doi atomi de oxigen;
- aer puternic ionizat (ionosferă), ca urmare a bombardării atomilor gazelor rarefiate
de către radiaţiile UV, condiţii în care atmosfera este plină de ioni liberi cu mare capacitate de
a reflecta undele radio de pe Terra. Ionizarea este mai puternică în unele strate notate cu litere,
mai importante pentru comunicaţii fiind stratele E (100-120 km) şi F2 (300-400 km);
13
- la nivelul acestui strat îşi fac apariţia aurorele polare (boreale şi australe), produse
sub influenţa razelor catodice emise de către Soare, mai precis ca urmare a coliziunii dintre
protonii şi electronii din fluxul radiativ solar cu atomii de oxigen şi azot din atmosferă; aceste
fenomene optice au intensitate foarte pronunţată şi sunt mai frecvente în perioadele cu erupţii
solare puternice; înălţimea medie a aurorelor polare este de circa 400-500 km, însă pot ajunge
şi la altitudini de 1000 km.
Auroră boreală
(http://www.pta.edu.pl/orion/
apodmain/apod/image/0603/aurora_andreassen_big.jpg)
!!!Deasupra altitudinii de 130 km aerul este atât de rarefiat încât fiecare moleculă
poate indica o altă temperatură.
e. Exosfera
- până la înălţimi de 10000 – 13000 km;
- temperaturi ridicate şi aer foarte rarefiat;
- viteza particulelor atinge 12 km/s, multe dintre ele scăpând de atracţia Pământului
Un alt criteriu de diferenţiere a atmosferei pe verticală ia în considerare compoziţia
chimică a atmosferei şi ponderea gazelor. Din acest punct de vedere se pot separa:
14
- homosfera – extinsă până la altitudini de cca. 100 km cu o compoziţie chimică
omogenă şi predominarea oxigenului si azotului;
- heterosfera – dincolo de 100 km, în care gazele sunt stratificate în ordinea masei lor
moleculare şi atomice: stratul de oxigen atomic până la cca. 1000 km, de heliu până la 3500
km şi cel de hidrogen atomic până la 10000 km.
Deasupra exosferei se extinde magnetosfera până la distanţe de 64 000 km de Pământ
în partea expusă vântului solar şi 130 000 km în partea opusă. Aceasta este generată cel mai
probabil de nucleul metalic al planetei.
Forma magnetosferei
(http://www.latrobe.edu.au/spacescience/swunit/images/sunearth.jpg)
15
Cap.3. Fluxuri radiative
3.1. Soarele şi activitatea solară
Energia solară emisă sub forma radiaţiei electromagnetice îşi are originea în reacţiile
nucleare din centrul Soarelui. În ciuda faptului că Pământul primeşte doar a 2-a miliarda parte
din energia emisă de Soare, aceasta reprezintă sursa tuturor fenomenelor şi proceselor
importante care iau naştere la suprafaţă terestră şi în atmosferă.
Principalele caracteristici ale Soarelui sunt redate mai jos:
- raza este mai mare de 109 ori comparativ cu cea terestră;
- distanţa medie Pământ – Soare este de 149,5 mil. km fiind mai mică al periheliu
(ianuarie, 147 mil. km) şi mai mare la afeliu (iunie, 152 mil. Km);
- axa de rotaţie a Pământului este înclinată cu 66º33’ faţă de planul elipticii (orbitei
terestre), situaţie care, în condiţiile mişcării
de revoluţie, conduce în majoritatea
locurilor de pe Terra la alternarea
anotimpurilor;
- este alcătuit din gaze (98% H şi
He);
- structura Soarelui: în interior
nucleul cu temperaturi foarte ridicate 14
000 000ºC, urmat de zona radiativă şi zona
convectivă iar la exterior atmosfera solară
formată din fotosferă, cromosferă şi
coroană solară; temperatura medie la
suprafaţa Soarelui este de 5800ºC;
- fenomene : pete solare (arealele
cu temperaturile cele mai coborâte 4230 ºC), protuberanţe solare, explozii solare.
Structura Soarelui ( http://www.sflorg.com)
16
3.2. Compoziţia spectrală a radiaţiei solare
Soarele emite două categorii de radiaţie: radiaţia termică şi radiaţia corpusculară.
Radiaţia termică (electromagnetică) este cea mai importantă prin prisma efectelor
asociate, fiindu-i specifice următoarele caracteristici:
- este asociată nu numai Soarelui, ci oricărui corp din natură cu o temperatură de peste
0ºK;
- nu necesită pentru trasmitere un mediu intermediar;
- viteza sa este de aproximativ 300000 km/s;
Radiaţia corpusculară are o importanţă mai redusă, transmitându-se prin intermediul
particulelor elementare: protoni, electroni, neutroni.
Radiaţia solară se transmite sub forma undelor, care au ca unităţi de masură nm sau
Ångstrom-ul (0,1 nm, adică a 10-a mil. parte dintr-un mm).
Totalitatea radiaţiilor electromagnetice cu diferite
lungimi de undă, emise de Soare şi care ajung la suprafaţa
terestră formează spectrul radiativ solar.
Radiaţiile se încadrează în diferite domenii, în
funcţie de lungimea de undă:
- radiaţiile gama şi X cu cele mai mici lungimi de
undă (sub 2900 Å);
- domeniul radiaţiilor ultraviolete (UV) – radiaţii
invizibile, cu lungimi de undă scurte (2900-3600 Å) şi pronunţat efect chimic;
Unde radiative (http://eosweb.larc.nasa.gov
)
- domeniul radiaţiilor vizibile - lumina percepută de om, formată prin combinarea
culorilor ROGVAIV; au lungimi de undă cuprinse între 3600-7600 Å şi efect caloric
pronunţat;
- domeniul radiaţiilor
infraroşii (IR) – radiaţii cu
lungimi de undă lungi, cuprinse
între 7600 şi 3 000 000 Å şi cu un
pronunţat efect caloric;
Spectrul radiativ (www.shodor.org)
- microunde şi unde radio
cu cele mai mari lungimi de undă.
17
3.3. Constanta solară. Slăbirea intensităţii radiaţiei solare la tercerea prin
atmosferă
Constanta solară reprezintă cantitatea de energie calorică primită de la Soare, la limita
superioară a atmosferei, într-un minut, pe o suprafaţă de 1 cm², perpendicular pe direcţia de
propagare a radiaţiilor solare, la distanţa medie dintre Pământ şi Soare. Denumirea acestui
parametru este destul de sugestivă, având în vedere faptul că valorile lui oscilează într-un
ecart de ± 5 %, în funcţie de ciclicitatea petelor solare şi distanţa Pământ- Soare. Valoarea
medie acceptată la nivel internaţional este de 1,96 cal/cm²/min.
Din cantitatea de energie primită de sistemul terestru la limita superioară a atmosferei
numai o parte ajunge la suprafaţa terestră, fluxul raditiv fiind modificat ca urmare a
fenomenelor de absorbţie, difuzie, reflexie şi refracţie. Astfel, 20 % din energia radiativă este
reflectată de nori, 4 % de suprafaţa activă a Terrei, 19 % absorbită de nori, 6 % difuzată de
atmosferă în spaţiul cosmic, 26 % emisă de atmosferă către suprafaţa terestră sub forma
radiaţiei difuze şi a contraradiaţiei atmosferice, în timp ce doar 25 % ajunge la suprafaţa
terestră sub forma radiaţiei directe.
Absorbţia radiaţiei solare este
un fenomen specific mai ales
domeniului undelor scurte. Astfel,
ozonul (O3) este responsabil pentru
absorbţia aproape în totalitate a undelor
scurte UV (2200-2900 Å), iar oxigenul
(O) şi azotul (N) asupra undelor cu
lungimi de undă mai mici de 2200 Å.
Absorbţia se manifestă şi în
domeni
împrăştierea radiaţiei solare de către moleculele gazelor şi
particule
care ajunge la suprafaţa terestră, în funcţie de înălţimea Soarelui deasupra orizontului (0-90º)
ul unelor termice, infraroşii, cu
lungimi mari de undă, responsabile
pentru acest lucru fiind îndeosebi CO2
(100000-200000 Å) şi H2O (40000-80000 Å). Acest fenomen are importanţă deosebită în
ceea ce priveşte regimul termic al Pământului, favorizând efectul de seră.
Difuzia reprezintă
Slăbirea intensităţii radiaţiei solare la tercerea prin atmosferă (http://ocw.usu.edu)
le aflate în suspensie. Difuzia se manifestă cu deosebire în domeniul undelor vizibile.
Aceste procese acţionează simultan, determinând slăbirea intensităţii radiaţiei solare
18
şi implic
irectă (S)
l de radiaţie care provine direct de la Soare şi care
ajunge neperturbat (nedifuzat, nereflectat, nerefractat) la suprafaţa terestră.
I - intensitatea insolaţiei perpendicular pe direcţia de propagare a razelor solare
(dependentă de latitudine);
I’ = ză de două ori pe an la Ecuator (la
echinoc ii) şi o dată pe an în regiunile intertropicale.
te
ariaţia zilnică depinde de înălţimea Soarelui deasupra orizontului fiind influenţată de
transpa iaţiei solare, în condiţii
de tran
lorile maxime s-ar atinge în perioada
solstiţiu
it grosimea atmosferei străbătute. În consecinţă reducerea cantităţii de energie
radiativă este mai mare la poli şi mai redusă la Ecuator.
3.4. Fluxuri radiative
3.4.1. Radiaţia solară d
Radiaţia solară directă – este fluxu
Fluxul radiaţiei solare directe (S) pe suprafaţă orizontală, se numeşte insolaţie
(cal/cm²/min), intensitatea acesteia fiind determinată cu formula:
sII sinh' ⋅=
ssinh – înălţimea Soarelui deasupra orizontului
I numai la zenit, situaţie care se realizea
ţ
Variaţia diurnă şi anuală a intensităţii radiaţiei solare direc
V
renţa aerului, altitudine şi latitudine. Astfel mersul zilnic al rad
sparenţă constantă, descrie o curbă a cărei apex se suprapune momentului în care
Soarele ajunge în punctul cel mai înalt (orele 12,00). Amplitudinea variaţiei este mai
accentuată la Ecuator şi tot mai redusă spre poli.
Variaţia anuală indică o dependenţă de latitudine şi anumite caracteristici
regionale/zonale. În condiţii de transparenţă a aerului, va
lui de vară (iunie-iulie în emisfera nordică, decembrie-ianuarie în cea sudică) iar cele
minime la solstiţiul de iarnă. În multe locuri de pe glob (ex. regiunile tropical umede), însă,
maximele potenţiale se suprapun solstiţiilor de vară, atunci când nebulozitatea are valori
ridicate, astfel încât, valorile maxime reale se ating, de obicei, puţin înainte de debutul
19
sezonului ploios. În zona ecuatorială, regimul anual indică două maxime suprapuse
echinocţiilor şi două minime asociate solstiţiilor. Variaţia anuală este mai accentuată la poli şi
mai redusă la Ecuator.
3.4.2. Radiaţia difuză (D)
radiaţia împrăştiată de moleculele gazelor şi de particulele
solide osferă. Radiaţia difuză slăbeşte radiaţia solară directă, însă o
parte î
r difuzante, de natura gazelor şi de lungimea de undă a radiaţiei.
e transparenţă al
aerului
diaţia totală (Q)
eprezintă fluxul de radiaţie primit la suprafaţa terestră sub
formă de radiaţie directă şi difuză.
Variaţia zi ă a Q indică un maxim în jurul amiezii, atingând cele mai ridicate valori
în cond ii de cer translucid iar cele mai reduse în condiţii cu cer noros.
a radiaţiei totale în atmosferă, de la o
suprafa care separă două medii cu proprietăţi diferite. În altă ordine de idei, radiaţia
reflectată poate fi privită ca diferenţa dintre radiaţia totală şi radiaţia absorbită.
Radiaţia difuză reprezintă
şi lichide aflate în atm
nsemnată din aceasta se îndreaptă spre suprafaţa terestră (circa 2 treimi din radiaţia
difuzată).
Intensitatea radiaţiei difuze (cal/cm²/min) depinde de densitatea şi mărimea
particulelo
Valorile acestui parametru sunt direct proporţionale cu densitatea particulelor
difuzante (valori ridicate în nori, ceaţă) şi invers proporţională cu gradul d
, altitudinea şi înălţimea Soarelui deasupra orizontului.
!Atunci când diametrul particulelor depăşeşte 12000 Å difuzia încetează, radiaţia
reflectându-se.
3.4.3. Ra
Radiaţia totală (globală), r
DSQ += ; II sQ +⋅= sinh' D
lnic
iţ
3.4.4. Radiaţia reflectată (R). Albedoul (A)
Radiaţia reflectată - reîntoarecerea parţială
ţă
20
!Reflexia nu ţine cont de lungimea de undă a radiaţiilor.
Capacitatea de reflexie se exprimă prin intermediul albedoului.
( )%100⋅=QR
Albedoul depinde de natura, rugozitatea şi culoarea diferitelor entităţi fizice precum şi
de unghiul de incidenţă al razelor solare. Valorile acestui parametru, sunt cu atât mai mari cu
cât corpurile reflectante sunt mai netede, lucioase, uscate şi deschise la culoare.
ele medii ale
sistemu
Suprafaţă activă Albedou (%)
A
În tabelul de mai jos sunt redate valorile medii ale albedoului, determinate pentru
majoritatea tipurilor de suprafeţe active ale substratului terestru.
Diferenţa dintre valorile medii ale albedoului la suprafaţa terestră şi c
lui terestru sunt date de procesele de reflexie care au loc la nivelul atmosferei (mai
ales la nivelul norilor).
Valorile medii ale albedoului în funcţie de suprafaţa activă
Zăpadă proaspătă uscată 80-98 Zăpadă curată umedă 60-70
Zăpadă murdară 40-50 Gheaţă maritimă 30-40
Nori 50-80 Areale nisipoase deşertice 30-40
Stepă uscată 20-30 Pajişte verde 26 Pajişte uscată 19 Arăt ate uri usc 8-12 Arături umede 5-15
Păduri 3-10 M ţa edia la suprafa
terestră 15
Media pentru Pământ ca planetă
30
3.4.5. Radiaţia tere ă a). Radiaţia efectivă (Re)
ub influenţa procesului de încălzire al scoarţei terestre, produs ca urmare a convertirii
radiaţie diaţiei
terestre este dependentă, în consecinţă, de temperatura de la suprafaţa Pământului, variind
stră (T) şi radiaţia atmosferic (R
S
i solare în radiaţie calorică, aceasta emite propria radiaţie (T). Valoarea ra
21
între 1
e seră.
H2O,
CH4 e
enţă
pozitive o p a, iarna), i
energie.
alorile acestui parametru depind de o serie de factori, mai importanţi fiind :
- umiditatea aerului – valori mai mici în deşert (pierdere puternică de căldură
noaptea) şi mai mari la Ecuator;
nţul radiativ-caloric
ţul radiativ-caloric - diferenţa dintre energia primită sub formă de radiaţii
(S+D+
,2 cal/cm²/min la temperaturi maxime (circa 80 ºC) şi 0,1 cal/cm²/min la temperaturi
minime (-80-90 ºC). Având în vedere mersul zilnic al temperaturii substratului, valorile
maxime diurne ale radiaţiei terestre se suprapun amiezii iar cele minime nopţii.
Specifice radiaţiei terestre sunt undele infraroşii, cu lungimi mari (40000-800000 Å) şi
pronunţat efect caloric, care, în condiţiile atmosferei terestre, sunt în mare măsură
responsabile pentru efectul d
Reprezentarea schematică a modului de formare a efectului de seră (http://staffwww.fullcoll.edu)
Radiaţia terestră se propagă în
atmosferă, fiind în mare măsură absorbită
de gazele cu efect de seră (CO2,
tc.), proces care duce la încălzirea
stratului inferior al atmosferei şi în
consecinţă, la reemisia de radiaţii dinspre
atmosferă spre suprafaţa terestră
(contraradiaţia atmosferică). Fără efectul
de seră temperatura medie pe Pământ ar fi
mai redusă cu circa 30-40 ºC.
dintre T şi Ra, indicând în cazul valorilor
ar în cazul celor negative acumulare de
Radiaţia efectivă se evaluează ca difer
ierdere de căldură (noapte
ae RTR −=
V
- nebulozitate;
- vânt ;
- altitudine.
-
3.4.6. Bila
Bilan
Ra) şi cea pierdută (R+T).
22
( ) ( )TRRDSB A +−++=
Valoarea bilanţului radiativ condiţionează starea termică a suprafeţei terestre,
temperaturile fiind pozitive dac ţul indică valori pozitive. În regiunile temperate,
inclusiv la nivelul României, valorile acestui parametru sunt pozitive ziua şi în sezonul cald şi
negativ
ă bilan
e noaptea şi iarna. În zonele intertropicale, valorile medii lunare ale acestui parametru
sunt pozitive de-a lungul întregului an, surplusul transferându-se sub formă de curenţi
atmosferici spre zonele mai reci.
23
Cap.4. Temperatura aerului
4.1. Introducere
rincipala sursă de căldură pentru suprafaţa terestră şi atmosferă.
acă radiaţia solară directă este în mai mică măsură absorbită de gazele cu efect de seră (14
, K, F şi este definit cu ajutorul a o serie de
arame
Grafic de co rare adoptată
4.2. T
Terrei este transmisă aerului atmosferic prin
intermediul următoarelor procese/fenomene:
t de seră (H2O,CO2 etc.), ducând la încălzirea
aerului
Radiaţia solară este p
D
%), nu acelaşi lucru se poate spune despre radiaţia terestră, cu lungimi de undă mari, care este
principala sursă calorică pentru învelişul de aer.
Temperatura aerului este o însuşire fizică care defineşte gradul de încălzire sau răcire
al acestuia. Acest element se măsoară în grade C
p tri : temeperatura medie multianuală, anuală, lunară, zilnică, maximă, minimă, extreme
absolute, amplitudine, număr de zile caracteristice (zile de iarna, de îngheţ, de vară, tropicale,
nopţi geroase şi tropicale) etc.
nversie a temperaturii în funcţie de scara de măsu (http://mynasadata.larc.nasa.gov)
ransferul căldurii în atmosferă
Energia calorică a suprafeţei active a
- radiaţie terestră, infraroşie, cu lungime mare de undă şi cu efect caloric pronunţat,
absorbită în mare măsură de gazele cu efec
din apropierea substratului. Căldura se transmite de la un strat la altul spre altitudine,
iar în timpul răcirii fluxul se inversează. Acest fenomen are un rol minor în ceea ce priveşte
transmiterea căldurii pe verticală;
24
- conductivitate calorică moleculară – ca urmare a conductivităţii calorice reduse, se
poate încălzi un strat de cel mult câţiva centimetri grosime.
rtant în faza iniţială a transferului
de căld
en poate avea la origine
caracte
e ale suprafeţei active, care astfel induce diferenţe de presiune.
În ţara noastr
iverse neregularităţi;
- conve
altitudini de câţiva km (limita superioară a
prafeţei tereste
pentru densita
ascensiunea aerulu
gie care le permite să se mişte mai repede, astfel încât ele se
Atât radiaţia terestră cât şi conductivitatea calorică moleculară au un rol redus în
transmiterea căldurii pe verticală, însă un rol desebit de impo
ură de la suprafaţa activă în stratul de aer imediat învecinat.
- turbulenţă – este o mişcare haotică, sub formă de turbioane şi curenţi a unor volume
reduse de aer, de ordinul cmc, mc, zecilor de mc. Acest fenom
r termic sau dinamic:
- turbulenţa termică este asociată neuniformităţii termice a aerului, asociate
variatelor microcompartiment
ă acest fenomen este specific îndeosebi vara, fiind semnalat vizual prin
tremurarea obiectelor;
- turbulenţa mecanică – este determinată de deplasarea aerului deasupra
suprafeţelor active cu d
cţie – mişcarea verticală (ascendentă şi descendentă) a volumelor de aer, care
determină amestecarea stratelor până la
troposferei). Şi acest fenomen poate fi atât de origine termică cât şi dinamică:
- convecţia termică – este determinată de încălzirea inegală a unor
compartimente mari ale su
(câmpuri agricole, păduri, lacuri) care
conduc la apariţia stratificării instabile
(aer cald şi uşor jos şi aer mai rece şi mai
greu deasupra). Curenţii ascendenţi
împreună cu cei descendenţi asociaţi
alcătuiesc celule convective având viteze
care pot depăşi 20 m/s. După apariţia
produselor de condensare convecţia este
susţinută de energia eliberată sub forma
căldurii latente de vaporizare. Convecţia
încetează la limita superioară a troposferei
te sau chiar mai mare, condiţii în care
!!!Aerul cald este mai uşor în condiţiile în care, în timpul încălzirii unui volum de aer,
moleculele gazelor absorb ener
Geneza fenomenului de convecţie termică (http://www.uoguelph.ca)
că aerul de deasupra are aceeaşi
i încetează;
25
îndepărtează unele de celelalte şi în consecinţă respectivul volumul de aer se dilată. În aceste
condiţii scade densitatea aerului, iar aerul devine mai uşor.
- convecţia dinamică – apare atunci când aerul în mişcare orizontală (sub formă de vânt)
întâlneşte în calea sa obstacole de mari dimensiuni (munţi – c.d. orografică, un alt strat de aer
cele m
transm
ldur
rmină
răcirea iune.
important rol în transferul termic pe suprafeţe
aerului
ilnice de temperatură se ating în intervalul orar
14,00-15,00, adică mai târziu cu circa 1-2 ore comparativ cu suprafaţa terestră, iar minimele
înainte
termică medie diurnă are anumite caracteristici:
elui deasupra orizontului;
maximelor şi a minimelor de
– c.d. frontală).
Convecţia şi turbulenţa sunt procesele
ai importante în ceea ce priveşte
i
iterea căldurii pe verticală în atmosferă.
- condensarea vaporilor de apă – este
însoţită de degajare de căldură sub forma
că i latente de vaporizare (600 cal/gH2O).
Prin sublimare se mai degajă o cantitate
suplimentară de energie (+80 cal/gH2O).
- advecţia - indică deplasarea maselor de
aer pe orizontală, fenomen care dete
Fenomene de convecţie şi turbulenţă dinamică (http://www.fas.org)
sau încălzirea aerului dintr-o reg Alături de convecţie acest fenomen are cel mai
extinse.
4.3. Variaţia în timp şi spaţiu a temperaturii
4.3.1. Variaţia diurnă a temperaturii
În condiţii normale, valorile maxime z
de răsăritul Soarelui.
Amplitudinea termică diurnă indică diferenţa în grade dintre temperaturile extreme din
timpul unei zile. Amplitudinea
- scade odată cu creşterea latitudinii, de la circa 12ºC la tropice (maximele pot ajunge
şi la peste 20 ºC) la 1-2 ºC la poli ;
- este mai mare vara şi mai redusă iarna la latitudini mijlocii şi mari în funcţie de
amplitudinea diurnă a înălţimii Soar
- pe uscat, scade odată cu creşterea înălţimii, ca urmare a slăbirii influenţei suprafeţei
active pe măsura creşterii altitudinii; de asemenea momentele
26
tempe
pe usc
ne acolo unde maximele şi minimele întârzie cu circa 1 lună.
ru tipuri
ra
ontinentelor şi atunci când cerul este senin.
iferenţa în grade dintre temperaturile medii
lunare extreme din timpul unui an. Amplitudinea termică medie anuală:
ariaţia este mai mare
a
tură suferă întârzieri (ex. la înălţimea de 2000 m maxima diurnă apare spre seară, iar
amplitudinea nu depăşeşte, în mod normal, 1 ºC);
- amplitudinile sunt mai ridicate deasupra formelor negative/concave de relief datorită
suprafeţei mai mari de contact cu aerul, deasupra c
4.3.2. Variaţia anuală a temperaturii
Amplitudinea termică anuală indică d
- creşte de la Ecuador (1-5 ºC) spre poli (35 ºC), odată cu creşterea variaţiilor înălţimii
Soarelui deasupra orizontului şi a variaţiilor lungimii nopţii şi a zilelor. V
t şi în emisfera nordică;
- scade odată cu cresterea altitudinii şi în locaţiile cu forme convexe de relief;
- este mai redusă pe ocea
În urma analizei variaţiilor anuale de temperatură, pe Glob, se pot distinge pat
de variaţii anuale a temperaturii:
27
Tipuri de regim termic anual (de la stânga la dreapta şi de sus
în jos: ecuatorial, tropical, temperat oceanic şi continental,
polar)
- ecuatorial – cu două maxime şi două minime slab schiţate după echinocţii (max –
apr, oct.) şi după solstiţii (min. Ian şi iul.); amplitudini reduse (1ºC pe oceane şi
litoral şi până la 5 ºC pe uscat);
- tropical – cu un maxim după solstiţiul de vară şi un minim după solstiţiul de iarnă;
amplitudini de 5ºC pe oceane şi litoral şi până la 15 ºC pe uscat;
- temperat - cu un maxim după solstiţiul de vară şi un minim după solstiţiul de iarnă;
amplitudinea creşte odată cu creşterea latitudinii şi depărtarea de oceane (de la 10
ºC pe litoral până la 50-60 ºC pe continente);
- polar - cu un maxim după solstiţiul de vară şi un minim după solstiţiul de iarnă şi
amplitudini ridicate 25º-65ºC;
4.4. Procese adiabatice în atmosferă
4.4.1. Repartiţia temperaturii pe verticală
Repartiţia temperaturii pe verticală este caracterizată prin gradientul termic vertical :
φ=DT/100m;
Gradientul termic vertical poate fi negativ, pozitiv şi neutru. Acest parametru prezintă
o variaţie ridicată, atingând valori i ridicate pe primele sute de
metrii (1ºC/100 m).
imb’’ caloric (schimb redus radiativ şi prin
ridic
urm
de volumului, iar în condiţiile în care nu
descenden petrec invers, aerul comprimându-se, fenomen care
onduce la mărirea rezervei de energie şi la creşterea temperaturii.
medii de 0,65 ºC/100 m, ma
4.4.2. Procese adiabatice în atmosferă
Deplasarea convectivă ,,fără sch
conductivitate) cu mediul atmosferic înconjurător se numeşte proces adiabatic, aerul care se
ă suferind transformări de volum, densitate şi presiune.
Ridicarea unui volum de aer determină apariţia destinderii adiabatice a acestuia ca
are a presiunii mai reduse din stratele mai înalte ale atmosferei. Acest fenomen este însoţit
un lucru mecanic care consumă căldura din interiorul
există schimb de căldură cu exteriorul, scade temperatura acelui volum de aer. În cazul
ţei volumului de aer lucrurile se
c
28
Procesele pseudoadiabatice apar atunci când în mişcarea de ascensiune a aerului peste
anumite pante muntoase se produc fenomene de condensare cu degajare de căldură astfel încât
temperatura volumului de aer suferă o
scădere mai redusă pe verticală (sub 1
s
temperatura creşte constant cu 1 ºC /100
m astfel încât la aceleaşi altitudini va fi
mai cald pe versantul opus circulaţiei
!Un volum de aer se răceşte pe măsură ce urcă, pentru că ajunge în strate din ce în
ce ma ste maximă la bază), aerul se dilată, iar
moleculele pierd energie în situaţia în care parcurg distanţe mai mari şi consumă energie.
icei sute de metri);
stratificaţie stabilă;
- prezenţa anumitor fenomene - este vizib
joase.
Clasificarea invesiunilor:
- după altitudinea la care se produc:
- la sol (mai periculoase în cazul spaţiilo
- în atmosfera liberă.
ºC/100 m). Pe versantul opu
maselor de aer ca urmare a acţiunii
proceselor de foehnizare. Reprezentarea schematică a formării foehnului
!!
i puţin dense (densitatea atmosferei e
4.5. Inversiuni de temperatură
Inversiunile de temperatură indică creşterea temperaturii pe verticală, adică invers
comparativ cu situaţia normală.
Invesiunile de temperatură sunt caracterizate prin:
- durată – redusă, în cursul dimineţilor, în zona caldă şi ridicată, iarna, în zonele
temperate şi reci;
- grosime – redusă în raport cu grosimea troposferei (de ob
- intensitate – caraterizată prin gradientul termic pozitiv ;
- favorizarea poluării – fiind un strat de reţinere, în condiţiile în care dezvoltă
ilă uneori prin apariţia ceţii în spaţiile
r poluate);
- după geneză:
29
- i. de radiaţie (termice): stratul de aer în contact cu uprafaţa terestră se răceşte
ce
(până la 500 m);
ivă, de durată, a suprafeţei active, în condiţii de
);
entă conduce la comprimarea şi
perat-
ie;
de aer mai cald peste uscatul mai rece;
ini temperate);
ui cald deasupra aerului mai rece.
Situaţie cu stratificare termică normală (sus) şi inversiune de temperatură (jos)
mai intens comparativ cu stratele de deasupra, asfel că temperatura creşte pe
verticală (inversiuni la sol);
- nocturne – specifice regimului anticiclonic, cu grosimi mari în anotimpul re
- de iarnă – prin răcirea porgres
regim anticicloni persistent (până la 1500 m
opicali - mişcarea descend
deplasarea unei mase
dânci şi spaţiile depresionare la latitud
carea aerul
- de zăpadă – prin răcirea radiativă şi consum de căldură rezultat în urma topirii
zăpezii;
- i. dinamice:
- de comprimare/anticiclonice: apar în anticiclonii tropicali stabili şi cei
perioadici extratr
încălzirea adiabatică a aerului la înălţimi de 1-2 km; în zonele tem
continentale i. dinamice se unesc uneori cu cele de radiaţ
- ale vântului de altitudine ;
- de advecţie – prin
- orografice – aerul mai rece şi mai dens de pe culmi se scurge în văi (frecvent în
văile a
- frontale – prin alune
30
Cap. 5. Vaporii de apă din atmosferă
Vaporii de apă joacă un rol esenţial în favorizarea efectului de seră, iar prin
ndensare constituie factorul primar al formării norilor şi a precipitaţiilco or.
de agregare (lichidă,
solid iplu) la o
temperatură de 0,0075ºC şi o tensiune a vaporilor de 6,1 mbar. În anumite condiţii de mediu
apa poate trece dintr-o fază în alta prin intermediul proceselor de evaporare
(lichidă gazoasă), condensare (gazoasă→lichidă), sublimare (gazoasă→solidă), desublimare
(solidă zoasă), îngheţ (lichidă→solidă) şi dezgheţ (solidă→lichidă).
condiţii de temperatură şi presiune constante, transformările de stare sunt însoţite de
un important schimb de energie calorică, numai pentru evaporare consumându-se circa 22%
din energia primită de la Soare. De remarcat faptul că moleculele de apă absorb sau cedează
energie fără a modifica temperatura apei în stare lichidă sau a gheţii, vorbindu-se în acest caz
despre un fel de temperatură ,,ascunsă’’, sau într-o formulare ştiinţifică, despre căldura
latentă chimbările de faze sunt însoţite de:
consum de energie: 597 cal/gH2O la evaporare (căldură latentă de vaporizare), 80
cal/gH2O la topirea gheţii (căldură latentă de topire) şi 597 cal/gH2O+80 cal/gH2O la
desublimare; în aceste procese e nevoie de o anumită energie pentru a rupe catenele
oleculelor de apă;
- eliberare de energie: 597 cal/gH2O la condensare (c
cal/gH2O la îngheţul cal/gH2O în cadrul
procesului de sublimare (căldură latentă de sub are).
O.
vaporilor de apă în atmosferă
5.1. Sistemul de faze al apei
Apa este un compus chimic care se poate prezenta în trei stări
ă şi gazoasă). Cele trei faze ating starea de echilibru (aşa-numitul punct tr
→
-ga
În
. S
-
m
ăldură latent
apei (căldură latentă de solidificare) şi 677
ă de condensare), 80
lim
Creşterea temperaturii influenţează valorile căldurii latente de vaporizare astfel încât la
temperatura de fierbere a apei (100ºC) nu mai e nevoie decât de 539 cal/gH2
5.2. Originea şi răspândirea
Vaporii de apă reprezintă unul dintre componentele gazoase ale aerului a căror
proporţie este foarte variabilă oscilând de la aproape 0% în regiunile tropical uscate şi cele
31
temperat-continentale (iarna) până la 4 % în regiunea ecuatorială şi regiunile tropical –umede
(0,4-1,3 % în regiunea temperată).
O pondere covârşitoare din volumul de vapori de apă existent la nivelul atmosferei
terestre provin de pe suprafaţa Oceanului Planetar prin intermediul procesului de evaporare
(86 %
lichidului, cu viteze şi direcţii variabile,
vaporilor de apă în atmosferă se
mând apoi a fi transportaţi pe
vertical
era liberă prin
vorizarea fenomenelor convective în condiţiile în care densitatea lor nu reprezintă decât 5
optimi
iteza de evaporare, adică cantitatea de apă evaporată într-un anumit interval de timp
(g/m²/s
olurile argiloase cu ascensiune capilară mai accentuată se
evapor
rocesul de transpiraţie al plantelor.
!Evapotranspiraţia – procesul de pierdere combinată de umiditate de pe o anumită
suprafaţă atât prin evaporare directă de pe sol cât şi prin transpiraţia plantelor.
din toată apa evaporată anual, respectiv din 525000 km³). Restul de 14 % se evaporă de
pe suprafeţele continentale: lacuri, cursuri de apă, mlaştini, soluri, zăpadă şi gheaţă,
transpiraţia plantelor, vulcanism etc.
În condiţiile apei în stare lichidă, în funcţie de temperatură, moleculele de apă se
deplasează dezordonat în interiorul
o parte din molecule învingând forţa de
coeziune a apei şi trecând în mediul
atmosferic. Astfel iniţial răspândirea
efectuează prin intermediul proceselor
de difuzie moleculară (evaporare)
ur
Reprezentare schematică a procesului de evaporare (http://www.tapintoquality.com)
ă şi orizontală având la bază procesele de difuzie turbulentă, convecţie şi advecţie. De
menţionat faptul că însuşi vaporii de apă contribuie la răspândirea lor în atmosf
fa
din densitatea aerului uscat.
V
), este direct proporţională cu temperatura aerului, deficitul de saturaţie şi viteza
vântului şi invers proporţională cu presiunea atmosferică şi salinitatea apei. Intensitatea
evaporării mai este influenţată, de asemenea, de:
- textura solurilor - de pe s
ă mai multă apă;
- formele de relief - deasupra formelor pozitive de relief valori mai ridicate ca urmare
a schimbului turbulent mai intens;
- gradul de acoperire cu vegetaţie – evaporarea este mai accentuată deasupra solurilor
împădurite în acest caz intevenind şi p
32
5.3. Mărimile care definesc umezeala atmos
Proprietatea fizică a atmosferei asociată preze
de umiditate atmosferică. Principalii parametri asociaţ
- tensiunea vaporilor (e, mbar) – presiunea
atmosferic. Tensiunea maximă (E)=tensiunea de satur
- umezeala absolută (a, g/m³) – cantitatea de
volum. U itatea a u
- umiditatea specifică (s, g/kg) – cantitatea
ferică
nţei vaporilor de apă poartă denumirea
i umezelii aerului sunt:
proprie a vaporilor de apă în aerul
aţie;
vapori de apă conţinută în unitatea de
bsol tă de saturaţie;
de vapori de apă /unitatea de masă;
invariabilă în raport cu schimbările de temperatură şi presiune a aerului;
- umiditatea relativă (R, %) – exprimă gradul de saturare al atmosferei cu vapori de
apă
miditatea maximă absolută (A)=umid
( )%100⋅=aR ; când a=A, RA
Creşterea de temperatură determină scăderea umidităţii relative în condiţiile în care
scade umiditatea absolută (a) (Fig.2);
=100 %, adică aerul este saturat cu vapori de apă
de aer pentru a
Modul în care umiditatea relativă se modifică odată cu schimbarea temperaturii (HUPhysical Geography.net
- deficitul de saturaţie (D, %) – diferenţa dintre A şi a sau E şi e la o anumită
temperatură.
aAD −=
- punctul de rouă (τ) – temperatura la care trebuie să coboare un volum
deveni saturat, la presiune constantă. Dacă e=E şi a=A atunci t= τ.
33UH)
Cap.6. Condensarea vaporilor de apă
La temperaturi mai mari decât cele ale punctului de rouă, două molecule de apă care se
ciocnesc se resping reciproc. Dacă temperatura scade moleculele au mai puţină energie şi se
mişcă
nează. Astfel se formează legături între unul dintre atomii de hidrogen ai unei molecule
de apă şi atomul de ox ensare
ături foarte fine de apă). În aceste condiţii moleculele nu mai au nevoie de atâta energie
pentru a se m
2003).
ării
6.1.1. Răcirea aerului până la punctul de rouă
umiditatea r
ă în unitatea de volum
care se condensează sau sublimează alcătuind picături fine de apă sau ace de gheaţă.
ăcirea aerului până la punctul de rouă se realizează prin intermediul unei game
variate de procese: răcire prin radiaţie nocturnă, advecţia maselor de aer cald, amestec a două
mase de aer, procese adiabatice etc.
ţa nucleelor de condensare
Nucleele de condensare sunt particule microscopice solide sau lichide cu proprietăţi
higroscopice care se află în stare de suspensie în aer. Nucleele de condensare au în principal
origine maritimă alcă nite în urma pulverizării
apei de pe crestele valurilor. Mărimea lor variază de la 0,1-1 µm (rareori 5-6 µm) iar
densitatea de la câteva mii ³ scăzând odată cu
creşterea altitudinii. Cele mai active au raza de aproximativ 1 µm nucleele cu dimensiuni mai
reduse
mai lent. În momentul în care un volum de aer ajunge la punctul de rouă moleculele
fuzio
igen al alteia formând şiruri scurte asociate produselor de cond
(pic
enţine eliberând o surplusul sub forma căldurii latente de vaporizare (Terra,
6.1. Factori genetici ai condens
Procesul de condensare se produce atunci când e≥E şi a≥A adică atunci când
elativă atinge sau depăşeşte 100 %. Dacă temperatura scade sub punctul de rouă
atunci aerul devine suprasaturat rezultând un surplus de vapori de ap
R
6.1.2. Prezen
tuind cristale fine de săruri higroscopice prove
de particule într-un cm³ până la sute de mii/ cm
nefiind de obicei active. În aceste condiţii numărul picăturilor de apă din ceaţă şi
34
nori/unitatea de volum este întotdeauna mai redus comparativ cu numărul nucleelor de
consensare.
6.2. Forme de condensare a vaporilor de apă
În funcţie de nivelul la care se produce condensarea/sublimarea în atmosferă se
disting
ratului;
forme de condensare în stratul inferior al atmosferei;
peratură
corespu
ţii orizontale’’.
oua este o formă
lichidă
calorică şi conductivitate termică reduse. Astfel de condiţii sunt întrunite mai
ales de către vegetaţie care include mari cantităţi de celuloză şi în plus are şi o suprafaţă
radiativ entară de apă (mai rar în
pădure, acolo unde coronamentul ecranează procesul de răcire).
:
- forme de condensare la nivelul subst
-
- forme de condensare în atmosfera liberă.
6.2.1. Condensarea la nivelul substratului
Condensarea/sublimarea la suprafaţa de contact dintre aer şi substrat (pe sol, roci,
plante, difrite obiecte etc.) apare în urma scăderii temperaturii sub valoarea de tem
nzătoare punctului de rouă. În urma acestor procese iau naştere produse de condensare
lichide (roua, depuneri lichide) sau solide (bruma, chiciura, poleiul, depuneri solide), reunite
sub denumirea generică de ,,precipita
a. Roua
R de condensare
de forma unor picături fine de apă
care prin unire dau picături mai mari. De
obicei apare în condiţii cu aer umed şi
turbulenţă slabă în nopţile senine, spre
sfârşitul anotimpului cald la latitudini
temperate, la temperaturi pozitive, în urma
răcirii substratului cauzată de radiaţia
nocturnă intensă. Se formează pe suprafeţe
cu capacitate
ă mare, iar în urma transpiraţiei rezultă o cantitate suplim
35
b. Bruma
Bruma este un produs de sublimare care se
prezint n
ristale foarte fine de gheaţă, dezvoltat la suprafaţa
solului
sub 0ºC. La latitudini temperate acest fenomen este
specific
. Chiciura
prezintă sub forma unei ma
casantă ează
uctori e
calm at
ri sub -
ică
ot sepa
suprară
are vremea a fost rece (la
temperaturi ale suprafeţelor mai mari de 0ºC – depuneri lichide iar la temperaturi negative
depunseri solide – depuneri solide de gheaţă opacă).
Poleiul, specific în regiunea ţării noastre la începutul şi sfârşitul iernii, se prezintă sub
forma unui strat compact de gheaţă, densă, transparentă sau opacă. Apare în condiţiile în care
ă sub forma unui strat albicios, alcătuit di
c
sau a obiectelor a căror temperatură scade
mai ales în jumătatea rece a anului, când
temperatura scade sub 0ºC (mai frecvent la -2...-3
ºC). Bruma reprezintă un pericol pentru unele specii de plante cultivate atunci când se
produce primăvara târziu sau toamna devreme.
c
Chiciura se se cristaline albă,
direct pe plante
tc.). Astfel de
mosferic sau
10 ºC) şi în
turi suprarăcite şi
ra două tipuri
cite în contact
, cu structură foarte fină care se form
sau diferite obiecte (pe ramuri, garduri, cond
fenomene apar mai ales iarna în condiţii de
vânt foarte slab, temperaturi scăzute (uneo
prezenţa unor mase ceţoase în care plutesc p
cristale de gheaţă. După modul de formare, se p
de chiciură:
- c. tare – prin îngheţarea picăturilor
cu diferite obiecte;
- c. moale – prin sublimarea vaporilor în jurul nucleelor de gheaţă.
d. Depunerile solide şi lichide iau naştere, pe obiectele/suprafeţele expuse vântului, cu
ocazia invaziilor de aer cald, umed şi ceţos în regiuni în c
e. Poleiul
36
picătur mperaturi negative (de obicei 0...-1ºC).
transporturile rutiere.
sferei –ceaţa
talelor de gheaţă rezultate în urma
aer din imediata vecinătate a suprafeţei
Ceaţa poate lua naştere şi în condiţiile în care umiditatea relativă nu atinge sau
depăşe cazul în care temperaturile sunt foarte scăzute.
temperaturi negative şi
lasificarea ceţurilor
t fi clasificate după mai multe criterii mai importante fiind procesele fizice
şi cond
ile suprarăcite de ploaie cad pe suprafeţe cu te
Poleiul reprezintă un fenomen de risc îndeosebi pentru
6.2.2. Condensarea în stratul inferior al atmo
Acumularea picăturilor de apă şi a cris
condensării/sublimării vaporilor de apă în stratul de
terestre slăbeşte transparenţa aerului dând naştere fenomenului de ceaţă atunci când
vizibilitatea scade sub 1 km.
şte 100 % în
Picăturile de apă care formează ceaţa variază între 2-5 µm la
chiar 50-60 µm la temperaturi pozitive.
Dimesiunea relativă a nucleelor de condensare, particulelor de condensare şi a picăturilor de ploaie
(http://apollo.lsc.vsc.edu)
C
Ceţurile po
iţiile locale implicate în geneza lor. Având în vedere aceşti factori se pot separa:
- c. de radiaţie – caracteristice spaţiilor continetale, cu o frecvenţă mai ridicată în
zonele depresionare care apar în urma răcirii radiative a suprafeţei terestre şi implicit a aerului
din imediata vecinătate;
37
- c. de evaporare – apar atunci când temperatura aerului este mai redusă comparativ cu
a suprafeţelor de evaporare; frecvente dimineaţa, toamna deasupra suprafeţelor acvatice;
urent oceanic cald şi unul rece, iar iarna în regiunile temperate;
lui cald în
condiţi
c. de amestec – prin amestecul a două mase de aer cu temperaturi diferite, aproape
saturate cu vapori de apă;
- c. urbane – caracteristice spaţiilor urbane depresionare, cu o frecvenţă ridicată a
inversiunilor de temperatură şi o concentrare ridicată de fabrici care evacuează importante
cantităţi de nuclee de condensare (fabrici de ciment, termocentrale).
6.2.3. Condensarea în atmosfera liberă – norii
Norii sunt hidrometeori constituiţi ca şi ceaţa din particule foarte fine de apă şi gheaţă
aflate în sus ensie, deosebirea faţă de ceaţă constând în formele complexe pe care le îmbracă
şi înălţimea la care apar (în atmosfera liberă). Aceştia delimitează porţiuni din atmosferă în
are se întrunesc condiţii propice condensării.
. Clasificarea norilor
naţională a norilor a fost realizată de Luke Howard, farmacist
englez
olului
al XIX
ţională care reuneşte o serie de criterii (altitudinea la care se
dezvolt
- c. de advecţie –apar în condiţiile în care mase de aer mai cald invadează regiuni la
nivelul cărora suprafeţa terestră sau acvatică are temperaturi mai coborâte. Acest tip de ceaţă
de obicei acoperă suprafeţe foarte extinse, având o frecvenţă mai ridicată în spaţiile litorale, în
locurile de contact dintre un c
- c. frontale – specifice liniei de separare a două mase de aer, confundându-se în
spaţiile mai înalte cu sistemele noroase; uneori apar înainte de trecerea frontu
ile în care aerul mai rece de sub front este străbătut de precipitaţii ,,mai calde’’ (ceaţă
de evaporare);
-
p
c
a
Prima clasificare inter
pasionat de meteorologie, fiind influenţat de sistemul denumirilor din biologie
(familie, gen, specie, varietate). Primul atlas internaţional de nori a apărut la sfârşitul sec
-lea, ulterior suferind înbunătăţiri succesive astfel încât în anul 1958, sub patronajul
OMM, apare atlasul în formatul care se păstrează şi la ora actuală.
Clasificarea interna
ă, geneza, forma) încadrează norii în 4 familii împărţite la rândul lor în genuri, specii
şi varietăţi :
- familia norilor superiori include genurile Cirrus (buclă) - Ci spissatus, uncinus,
intortus, fibratus etc., Cirrostratus - Cs fibratus, nebulosus, Cirrocumulus - Cc stratiformis,
38
nebulosus, lenticularis, floccus; sunt nori de forma unor filamente, bancuri, benzi, pânze sau
straturi, de culoare albă, cu baza cuprinsă între 6000-10000 m, care nu generează precipitaţii;
prevest
. Precipitaţiile atmosferice
ilia norilor inferiori: Stratocumulus – Sc undulatus, translucidus, lenticularis,
ormis, perlucidus, Stratus (strat) St - nebulosus, fractus, pannus,
Nimbostratus (Ns; nim
esc uneori, cu câteva ore înainte, apariţia fronturilor atmosferice;
Principalele tipuri si subtipuri de nori (Thompson, 2002)
- familia norilor mijlocii cuprinde două genuri Altocumulus – Ac lenticularis,
castellanus, stratiformis şi Altostratus – As translucidus, opacus. Norii din această grupă au
culoare cenuşie sau albicioasă, cu baza situată între 3000-5000 m
asociate cad rareori şi în cantităţi reduse.
- fam
castellatus, stratif
bus-ploaie). Norii din acestă categorie se prezintă sub forma unui strat
continuu sau destrămat, de culoare cenuşie, cu baza destul de coborâtă (până la 100 m),
putând intra uneori chiar în contact cu ceaţa. Cu deosebire norilor Ns le sunt caracteristice
precipitaţiile de durată, însă cu intensitate redusă.
39
- familia norilor cu dezvoltare verticală include nori din genul Cumulus (Cu; grămadă)
şi Cumulonimbus (Cb).
Norii Cu au contururi bine delimitate şi se prezintă sub formă de domuri, cu partea
superioară de forma unor vălătuci, iar baza aproximativ orizontală, cuprinsă între 600-1500 m.
Rareori sunt responsabili de căderea precipitaţiilor acestea având durată redusă. Principalele
specii asociate sunt: Cu humilis, Cu mediocris, Cu congestus şi Cu fractus.
Norii Cb au o densitate ridicată de particule de condensare, atingând cea mai mare
extindere pe verticală (uneori peste 10 km). În condiţii cu convecţie puternică, susţinută în
timp, partea superioară a lor poate atinge şi chiar trece de limita superioară a troposferei.
Deseori la partea superioară a norilor, la întâlnirea unui strat de inversiune, norii capătă un
aspect aplatizat, de forma nicovalei. Norilor Cb le sunt asociate precipitaţii cu intensitate
ridicată, dar durată redusă, în general. Între speciile asociate se remarcă: Cb calvus, Cb
capillatus, Cb praecipitatio şi Cb mammatus.
b. Structura microfizică a norilor
Starea de agregare a particulelor componente ale norilor indică predominanţa
picăturilor de apă, doar la temperaturi foarte scăzute (mai reduse de -35ºC) predominând acele
ţă. Până la temperaturi de -30 ºC predom cite.
particulele cu dim
ă este relativ redus fiind de 0,2-5 g/m³ în cazul
norilor apo
de ghea ină picăturile de apă suprară
Dimensiunea particulelor lichide variază între câteva fracţiuni de microni şi 50 µm,
ensiuni mai mari de 200 µm nemaiputând fi susţinute în aer, acestea căzând
sub formă de burniţă. Dimensiunea particulelor solide (acele de gheaţă) variază în mod
normal între 10-20 µm. Conţinutul de ap
şi şi 0,01-0,1 g/m³ în cazul norilor de gheaţă. În aceste condiţii şi vizibilitatea este
mai redusă în norii apoşi (5-50 m), comparativ cu cei formaţi din cristale de gheaţă (până la 1
km).
40
Cap.7. Precipitaţiile atmosferice
7.1. Forme şi tipuri de precipitaţii
Precipitatiile atmosferice cuprind totalitatea produselor de condensare si cristalizare a
vaporilor de apa din atmosfera, denumite si hidrometeori, care cad din nori sau ceaţă si ajung
la suprafata pamantului.
Precipitaţiile atmosferice sunt clasificate după mai multe criterii :
a. după modul în care au luat naştere (geneză):
- de convecţie termică;
Tipuri de precipitatii după geneză
(http://www.grc.k12.nf.ca/climatecanada/images/front_rain.gif)
. după modul de manifestare:
- precipitaţii continue de lungă sau sc rtă durată ;
- averse – precipitaţii cu durată redus şi intensitate mare;
- burniţă.
c. după starea de agregare:
- lichide: ploaie, burnita ;
- solide: ninsoare, grindină, mazariche;
- sub ambele forme in acelasi timp (mixte): lapovita.
d. după forma de p
ploaia – cu picături de apă care variază de la 0,5 la 5 mm;
siuni mai mici de 0,5 mm care cad din ceaţă sau
nori stratiformi;
- frontale;
- orografice.
b
u
ă
recipitare:
-
- burniţa – picături de apă de dimen
41
- lapoviţa – cădere concomitentă atât sub formă de zăpadă cât şi de ploaie;
ente de gheaţă cu
ri care însoţesc aversele de ploaie;
recipitaţiilor
Formarea produselor de precipitare este legată de creşterea picăturilor de apă sau a
celor în stare solidă până la o greutate suficient de mare ca să poată învinge rezistenţa indusă
de frecarea cu aerul sau curenţii ascendenţi.
Viteza de cădere liberă a picăturilor de apă sau a fulgilor de zăpadă este dependentă de
mărimea şi greutatea acestora atingându-se la un moment dat o viteză constantă numită v.
terminală. Viteza terminală în condiţiile lipsei curenţilor atmosferici variază între 0,3 şi 1,5
/s în cazul burniţei, 0,3-2,5 m/s în cazul ninsorilor, atingând circa 9 m/s în situaţia căderii
celor mai mari picături de ploaie (6-7 m se dezintegrează la
atingerea unor vitez
pitaţiilor (transformarea apei din
ră să realizeze creşterea
şi suficient de rapidă a particulelor mici de apă şi transformarea lor în
(mecanismul de distilare) – se realizează prin
în norii alcătuiţi atât din picături de apă
bus sau Nimbostratus), adică
ransferul de vapori de apă, de pe picăturile de apă pe
particu care uneori se topesc şi se
transfo
- ninsoarea – precipitaţie solidă alcătuită din cristale fine de gheaţă;
- măzărichea – precipitaţie solidă sub formă de mici granule sferice sau conice (poate
fi moale sau tare);
- grindina – precipitaţie alcătuită din granule, sfere sau fragm
dimensiuni de până la 5 cm şi izolat chiar mai ma
7.2. Geneza p
m
mm). Picăturile mai mari de 6-7 m
e terminale de peste 10 m/s.
Factori genetici:
a. Condensarea – procesul de bază în geneza preci
stare de vapori în picături fine de apă) care, însă nu poate singu
continuă, progresivă
precipitaţii;
b. Mecanismul Bergeron-Findeisen
creşterea cristalelor de gheaţă prin sublimare
suprarăcite cât şi din ace de gheaţă (de obicei nori Cumulonim
sisteme coloidale instabile; constă în t
lele de gheaţă care se transformă treptat în cristale de zăpadă
rmă în picături de ploaie până la contactul cu solul;
42
ă a mecanismului de distilare 617772920-Wegener-Bergeron-Findeisen_proces01.jpg)
ţii coagulează. Captura
este un proces asociat căderii
ionale şi constă în fuzionarea
în spatele ei creând condiţii
rile neutre;
mişcarea browniană ;
- mişcarea turbulentă i descendente măresc probabilitatea
ciocnirii picăturilor.
!!! Ploaia poate fi generat i în mod artificial prin însămânţarea
norilor cu iodură ăţii şi mărimii produselor de
condensare.
Reprezentare schematic(http://www.kennislink.nl/upload/147072_962_1140
c. Coagularea (coalescenţa) – care constă în fuzionarea picăturilor de apă ca urmare a
ciocnirii acestora prin :
- cădere liberă gravitaţională şi ciocnirea picăturilor – procesul cel mai important care
asigură creşterea picăturilor de apă după condensare. În acest caz picăturile mai mari cu viteză
proporţional mai mare le ajung pe altele mai mici iar în anumite condi
de siaj
gravitaţ
mică
unor picături de greutatea asemanătoare
– picătura aflată mai jos crează un
spaţiu aerodinamic cu densitate mai
prielnice de captare pentru o picătură
care o urmează în imediata vecinătate;
- atracţie electrică – în nori
Cumulonimbus acolo unde curenţii
puternici favorizează separarea picăturilor cu sarcini electrice contrare crescând astfel
probabilitatea de ciocnire şi fuzionare comparativ cu picătu
Procesul de coliziune-coalescenta ( http://www.srh.noaa.gov/ohx/educate/collision_coales.gif)
-
– mişcările ascendente ş
ă şi intensificată ş
şterea densit de argint, fenomen urmat de cre
43
7.3. Variaţia precipitaţiilor la nivel global
Cantitatea precipitaţiilor diferă foarte mult în timp şi spaţiu la nivel global ca urmare a
urmare a combinaţiei favorabile sau mai puţin favorabile a factorilor pluviogenetici (factori
dinamici, altitudinea, orientarea culmilor montane, depărtarea de oceane etc.). Astfel există
regiuni cu precipitaţii bogate tot timpul anului (zona ecuatorială, vestul continentelor la
latitudini temperate), z (arealele musonice şi
şi areal
de la câţiva mm în Deşertul Atacama (sub 3 mm în nucleul cel mai
arid), p
rec
a
ipitaţii bogate de tip convectiv aproape zilnice;
şi 2 minime după solstiţii.
one şi regiuni cu un sezon secetos şi unul umed
ona subecuatorială) şi areale permanent aride (deşerturile tropicale şi cele temperate precum z
e din regiunile polare). La nivel global cantitatea medie anuală de precipitaţii variază
într-un ecart foarte larg,
ână la peste 10000 mm în regiunea Assam din nord-estul Indiei (Mawsynram, 11,871
mm).
Cantitatea medie anuală a p(http://www.climate-charts.com/im
ipitaţiilor la nivel global ges/world-rainfall-map.png)
7.4. Tipuri de regim pluviometric
7.4.1. Tipul ecuatorial
- localizare: între latitudinile de 10 º N şi S (cu deosebire în spaţiul aferent bazinelor
hidrografice Amazon, Congo şi Arhipelagul Indonezian);
- prec
- 2 maxime slab evidenţiate la/după echinocţii
44
Iquitos, Peru 4° lat. S , Elevation: 104 m
7.4.2. Tipul subecuatorial
- localizare: între 5-12 º în ambele emisfere (mai ales în Africa);
- precipitaţii bogate de tip convectiv în perioada de vară (perioada maximă de insolaţie
din preajma solstiţiului de vară a fiecărei emisfere);
- perioada secetoasă corespunzătoare alizeului corespunzătoare sezonului de iarnă este
cu atât mai lungă cu cât ne apropiem de tropice.
in, Australia 12.5° S , Elevation: 27 m
sonul de vară
aduce m
presiune mai mare;
- iarn recţiei de acţiune a
musonului (dinspre continent spre ocean);
Darw
7.4.3. Tipul musonic
- localizare: cu deosebire în Pen. India şi Indochina
- precipitaţii foarte abundente în timpul sezonului de vară atunci când mu
ase de aer încărcate cu o mare cantitate de vapori dinspre spaţiile oceanice cu
a apare o perioadă secetoasă ca urmare a inversării di
45
- include regiunea cu precipitaţii maxime absolute (NE Indiei – circa 10000-12000
mm).
localizare: între 15-35 º în ambele emisfere, uneori la latitudini mai reduse;
precipitaţii scăzute cantitativ şi neregulate ca urmare a regimului predominant
anticiclonic şi a inversiunilor termice din alizee (cvasilipsa curenţilor ascendenţi);
include regiunea cu precipitaţii minime absolute (Deşertul Atacama – 3-20 mm).
e Mării Mediterane, California, Chile etc);
Mangalore, India 13° N , Elevation: 22 m
7.4.4. Tipul deşertic-tropical
-
-
-
Berbera, Somalia 10.5° N , Elevation: 8 m
7.4.5. Tipul mediteranean
- localizare: la nord de tropicul Racului şi la sud de tropicul Capricornului (spaţiile
riveran
46
- vară secetoasă sub influenţa anticiclonilor subtropicali cărora le sunt specifice mase
de aer uscat;
iarna regiunile sunt afectate de ciclonii latitudinilor mijlocii determinând căderea
unor cantităţi destul de mari de precipitaţii, mai rar sub formă solidă
oceanic:
şi S;
precipitaţ caracter permanent şi a
activită
iarna prec tivităţii ciclonice.
, Elevation: 5 m
are: în interiorul continentelor la latitudini temperate;
- precipitaţii tot mai reduse odată cu îndepărtarea de spaţiile litorale;
-
Los Angeles, USA 34° N , Elevation: 37 m
7.4.6. Tipul temperat
–
- localizare: pe oceane şi în vestul continentelor între 40-60º lat. N
ii bogate mai ales sub influenţa vânturilor de vest cu
ipitaţiile sunt uşor mai bogate ca urmare a intensificării ac
-
ţii ciclonice intense;
-
London, England 51.5° N
- continental:
- localiz
47
- un maxim al precipitaţiilor în anotimpul estival ca urmare a intensificării convecţiei
termice deasupra uscatului.
W
ceanic şi cel continental.
polar
ne Antarcticii;
innipeg, Canada 50° N , Elevation: 240 m
- de tranziţie între c.t. o
7.4.7. Tipul
- oceanic:
- localizare: Arctica şi mările şi oceanele rivera
continental:
sume
maximă de
aproape nu
- precipitaţii maxime iarna cu activitate ciclonică mai intensă.
-
- localizare: Groenlanda, Antarctica etc.
anuale reduse;
vară cauzată de creşterea umidităţii aerului;
mai sub formă solidă.
-
-
-
Isachsen, Canada 79° N , Elevation: 35 m
48
Cap.8. Presiunea atmosferică
.1. Generalităţi
resiunea atmosferică – forţa cu care aerul atmosferic apasă asupra Pământului egală
cu greutatea coloanei de aer cuprinsă între limita superioară a atmosferei şi un punct dat.
ală – presiunea
e mercur înaltă de
760 mm ²) cu
, lat=45 º
(detalii exp 1643). Dacă condiţiile
de mă de cele standard la valoarea
citită ăsurare a presiunii
atmo
şterea altitudinii ca urmare a scăderii grosimii
şi greu ă asupra Pământului, mai accentuat însă în stratele inferioare,
unde se ei de atracţie gravitaţională a
Pămân se mai înregistrează la 5,5 km şi doar o zecime la
18,4 km
radientul baric vertical (variaţia presiunii pe unitatea de distanţă în direcţie verticală)
are o valoare normală de 12,8 mb/100 m în timp ce treapta barică (distanţa pe verticală pentru
care se ealizează o creştere/descreştere a presiunii cu 1 mb) este de 7,8 m/mb (modificat de
temperatură: la ridicarea cu 1 ºC a temperaturii t.b. creşte cu 4 %). Acest din urmă parametru
serveşte pentru reducerea presiunii la nivelul mării dacă altitudinea nu depăşeşte 500 m.
Pentru dini mai mari se foloseşte formula La Place.
8
P
Presiunea atmosferică norm
loane d
(1013,3 mb, 1013,3 hPa, 1033 gf/cm
1 cm² la t=0ºC, H=0 m
erienţa lui E. Toricelli,
surare a presiunii diferă
la barometru (instrument de m
sferice) se aplică corecţii.
echilibrată de greutatea unei co
suprafaţa secţiunii de
8.2. Variaţia presiunii atmosferice cu înălţimea
Presiunea atmosferică scade odată cu cre
tăţii coloanei care apas
concentrează marea masă a atmosferei, ca urmare a foreţ
tului (jumătate din presiunea la sol
).
G
r
altitu
49
Variaţia presiunii atmosferice cu altitudinea
8.3. Variaţiile periodice şi neperiodice ale presiunii
Presiunea suferă variaţii continue ca urmare a încălzirii inegale a diferitelor
compartimente ale suprafeţei terestre sau a deplasării maselor de aer cu temperaturi şi
densităţi diferite, factori care determină comprimarea sau destinderea aerului. Prognoza
acestor variaţii stă la baza prognozei vremii.
Ecartul de variaţie a presiunii la nivelul scoarţei terestre se încadrează în ecartul
1078,3 mb (Barnaul, Siberia, ianuarie 1900-anticiclonul termic siberian) şi 884 mb (Murato,
Japonia, septembrie 1934-taifun), rezultând o amplitudine barică de 194,3 mb.
Variaţia zilnică a presiunii scoate în evidenţă 2 maxime (orele 10 mai puternică şi 22)
şi 2 minime (orele 4 şi 16 mai puternică) puternic perturbate de activitatea ciclonică şi
anticiclonică la latitudini medii. Amplitudinile barice diurne sunt mai accentuate la Ecuator
(3-4 mb) comparativ cu regiunile polare (aproape de 0 mb).
Variaţia anuală este dependentă de latitudine, altitudine şi natura suprafeţei active.
Astfel, se evidenţiază câteva mari tipuri:
50
- continental – cu un maxim de iarnă şi un minim de vară bine evidenţiate în zona
temperată din emisfera nordică ca urmare a încălzirii şi răcirii puternice a marilor mase
continentale (amplitudini de până la 37 mb în Câmpia Siberiei);
oceanic – cu un mers invers celui continental (amplitudini 5-6 mb la poli şi 2-3 mb în
regiunile tropicale);
polar şi subpolar – maxim primăvara (temperaturi minime la nivelul gheţii) şi minim
iarna (activitatea ciclonică intensă);
montan – cu o maximă de vară şi o minimă de iarnă.
.4. Câmpul baric, topografia barică, izobarele
u ajutorul valorilor de presiune se pot reprezenta prin interpolare suprafeţele
izobarice (de egală presiune atmosferică). Repartiţia spaţială a presiunii atmosferice
caracterizată prin sisteme de suprafeţe izobarice poartă denumirea de câmp baric.
Temperatura şi presiunea nu sunt uniform distribuite în atmosferă şi în consecinţă suprafeţele
barice sunt deformate faţă de suprafaţa orizontală.
iniile care unesc punctele cu aceeaşi presiune atmosferică se numesc izobare acestea
fiind utilizate în construire mb). Izobarele sunt linii
urbe, sinuoase care nu se intersectează şi conturează suprafeţe închise.
e nivele se foloseşte metoda
topografiei barice care constă în redarea pe harta cu izohipse (linii care unesc punctele cu
aceeaşi
e presiune atmosferică îşi fac apariţia siteme cu
presiun
sau eliptice în
mosferică ridicată (cu o presiune
t asociate stările cu vreme stabilă fiind sursa unor
-
-
-
8
C
L
a hărţilor sinoptice (trasate din 5 în 5
c
Pentru reprezentarea presiunii atmosferice la diferit
presiune atmosferică în atmosfera liberă) a nivelelor la care se situează o suprafaţă
izobarică faţă de nivelul mării (topografie barică absolută – 850, 700, 500, 300 mb) sau faţă
de altă suprafaţă barică (topografie barică relativă).
Ca urmare a modificărilor regionale d
e ridicată sau coborâtă (sisteme barice):
a. ciclonul (D, L) este un sistem de presiune atmosferică scăzută (cu o presiune care
nu depăşeşte 1010 mb în partea centrală), cu izobare închise ovale
care presiunea scade de la periferie spre centru; îi sunt asociate stările cu vreme
instabilă; mişcarea în ciclon se produce în sens invers acelor de ceasornic în
emisfera nordică şi invers în cea sudică;
b. anticiclonul (M, H) este un sistem de presiune at
care nu este mai redusă de 1020 mb în partea centrală), în care presiunea creşte de
la periferie spre centru; îi sun
51
mase importante de aer (tropical, polar, arctic) ; mişcarea în anticiclon are direcţii
inversate comparativ cu cea din ciclon;
c. talveg - sistem de presiune atmosferică coborâtă, în formă de ,,vale’’ alungită,
prelungirea ciclonului; favorizează apariţia fronturilor atmosferice;
elungirea anticiclonului;
şi anticicloni dispuşi sub formă
de cruce.
ic (Thompson, 2002)
i şi principalele sisteme barice
in em şi hawaii) la nord şi sud de talvegul
în
îngust deseori, situat între 2 anticicloni; are izobare deschise sub formă de ,,V’’
situate în
d. dorsală - sistem de presiune atmosferică coborâtă, în formă de ,,culme’’ alungită,
situat între 2 cicloni, în pr
e. şa barică – formaţiune barică situată între 2 ciconi
Principalele forme de relief bar
8.5. Zonele de presiune ale Pământulu
La nivelul Globului se conturează câteva mari zone de presiune:
- un brâu de presiune uşor scăzută sub forma unui talveg la ecuator;
- brâurile de înaltă presiune subtropicale (in emisfera sudica – trei celule de presiune;
isfera nordica – doua celule oceanice :azore
ecuatorial la latitudinea de 30º
- brâurile de presiune joasă, axate pe paralela de 60º, in zona latitudinilor medii până
zona subarctică;
52
- centre permanente de înaltă presiune (anticicloni termici) în zonele polare.
Zonele de presiune ale Terrei
râurile de presiune se deplasează sezonier pe întinderea câtorva grade de latitudine.
misfera nordică prezintă trăsături specifice din cauza marilor întinderi de uscat ale
Americii de Nord şi Asiei, respectiv deasupra uscatului, se dezvoltă iarna centre de presiune
înaltă, în schimb vara se dezvoltă centre de joasă presiune; deasupra oceanelor iau naştere
formaţiuni barice contrare celor de pe uscat. Astfel, iarna deasupra continentelor Asia şi
America de Nord se formează anticicloni termici (anticiclonul siberian, anticiclonul
canadian) iar deasupra o (depresiunea aleutina si
depresiunea islandeza).
i umede ;
cate ;
ăvara si toamna provoaca scaderi bruste de temepratura,
B
E
ceanelor Pacific si Atlantic zone depresionare
Sisteme barice cu acţiune asupra României sunt:
- anticiclonul azoric - propulseaza mase de aer cald, umed ;
- depresiunea islandeza - in special iarna, genereaza mase de aer reci s
- anticiclonul siberian - in special iarna, genereaza mase de aer reci si us
- ciclonii mediteraneeni - iarna, genereaza in sudul tarii mase de aer calde si umede,
care produc ploi, lapovita, ninsori ;
- anticiclonul scandinav - prim
urmate de ingheturi;
53
- anticiclonul nord-african - in sud-vestul tarii genereaza mase de aer calde si uscate ;
ticiclonul groenlandez - in vestul tarii genereaza mase de aer rece.
- an
54
Cap.9. Curenţii atmosferici
9.1. Generalităţi
urenţii atmosferici includ totalitatea mişcărilor efectuate de aerul atmosferic.
ea mai simplă formă este reprezentată de vânt, adică mişcarea aerului în direcţie
orizontală, indusă în principal de diferen
temperatură şi presiune. Vântul ac
dinspre regiunile cu presiune ridicat
cu presiune atmosferică mai redusă
rincipalii parametri as
.2. Factorii care influenţează viteza şi direcţia vântului la sol
.2.1. Gradientul baric orizontal
ariaţia presiunii pe unitatea de distanţă în direcţia în care presiunea scade mai
accentu t poartă denumirea de gradient baric. Vectorul asociat acestei forţe este orientat
perpendicular pe izobare. În acest context dacă suprafeţele izobarice sunt paralele cu suprafaţa
substratului şi orizontale presiunea nu prezintă variaţii pe orizontală şi în consecinţă nu
acţionează vântul.
C
C
ţele de
ţionează
ă înspre cele
.
ociaţi vântului
/s),
P
sunt: direcţia (roza vânturilor cu cele 16 puncte
cardina şi intercardinale), viteza (m
structura (laminară, turbulenta, în rafale), durata, intensitatea (scara Beaufort) etc.
işcările pe verticală apărute ca urmare a dezvoltării proceselor de turbulenţă,
convec işcări turbionare etc. pot atinge în anumite condiţii viteze mai mari de 100 m/s
(ex. în tornade).
le
M
ţie, m
9
9
V
a
55
Acesta este însă doar istând
repartiţ inegale ale temperaturii şi presiunii şi înclinări diferite ale
suprafe ţă de orizontală condiţii care determină apariţia
unui an orizontal şi în consecinţă şi a vântului.
u cât distanţa dintre izobare este mai mică adică gradientul
mai ma
ontinentului nostru
g nui uragan în Marea Britanie (31,1 mb/111
efectul Coriolis)
de Cor
ceasornic, condiţii în care
tunci când aerul se deplasează deasupra
suprafe
mişcă ş la rândul său, însă cu viteză diferită.
Astfel, eră
pa, aerul etc.) suferă o abatere spre dreapta în emisfera nordică şi spre stânga în cea sudică.
Acest e
Aerul în mişcare execută o frecare externă indusă de suprafaţa activă a Terrei care este
direct proporţională cu viteza vântului şi coeficientul de rogozitate (mai mare pe continente).
Asociat acesteia aerul mai execută şi o fecare internă asociată ,,vâscozităţii’’ maselor de aer.
o stare pur ipotetică în natură ex
ii
ţelor barice fa
umit gradient baric
C
re cu atât mai intensă va fi viteza vântului.
Gradientul baric orizontal mediu (mb/111 km, adică pe grad
meridian) nu depăşeşte 2 mb/111 km. La nivelul c
cel mai mare radient s-a atins în timpul acţiunii u
km).
9.2.2. Forţa de abatere a mişcării de rotaţie (
Efectul Coriolis a fost descoperit în
anul 1835 de cercetătorul Gustave-Gaspard
iolis. Efectul Coriolis apare deoarece
Pământul se roteşte în jurul axei sale în sens
invers acelor de
a
ţei terestre, aceasta din urmă se
i
orice corp aflat în mişcare lib
(a
fect nu modifică viteza ci numai direcţia fiind direct proporţional cu latitudinea locului
şi viteza vântului.
9.2.3. Forţa de frecare
56
Valoarea maximă
atinge la nivelul suprafe
accelerat cu înălţimea pân
m (strat limită planet
a forţei de frecare se
ţei terestre scăzând
ă la aproximativ 1000
ar) unde aproape încetează.
ă faptul că viteza
lui creşte cu înălţimea.
ţională cu latitudinea şi invers proporţională cu forţa
e frecare.
9.2.4. Forţa centrifugă
este redusă deoarece şi curba traiectoriilor este
mite condiţii specifice cum ar fi vârtejurile din
le traiectoriei vântului şi viteza acestuia sunt
şi direcţia vântului în altitudine
ţii în care vântul va acţiona paralel cu
ohipsele – vânt geostrofic.
u curburi diferite (ciclonice,
anticiclonice) mai acţionează în plus şi forţa centrifugă determinând apariţia vântului de
gradien
În aceste condiţii rezult
vântu
În prezenţa celor trei forţe vectorul vântului este
oblic faţă de izobare, mărimea unghiului fiind direct
propor
d
În mod obişnuit valoarea acestei forţe
redusă. Valori mai ridicate se pot atinge în anu
masele de aer instabile acolo unde curburi
accentuate (ex. tornade).
9.3. Factorii care influenţează viteza
În situaţia în care izohipsele (izobarele de altitudine)
sunt rectilinii forţa Coriolis şi forţa gradientului baric se
echilibrează condi
iz
În cazul izobarelor c
t sau geociclostrofic.
57
9.4. Clasificarea vânturilor
.4.1. Circulaţia generală atmosferei. Vânturi permanente.
-i însă modificate de forţa Coriolis şi forţa de frecare.
aceste condiţii pe verticală din cele 2 celule latitudinale teoretice iau naştere şase,
câte trei în fiecare emisferă: celulele Hadley, Ferrel şi polare.
9
Având în vedere repartiţia presiunii pe glob, teoretic mişcarea aerului ar trebui să se
realizeze simplu dinspre Ecuator spre poli.
După cum s-a explicat în paragrafele anterioare aerul circulă în prezenţa gradientului
baric, direcţia şi viteza fiindu
În
58
Circulaţia globală în emisfera nordică în secţiune transversală
(Palmén şi Newton, 1969, citaţi de Thompson, 2002)
t (alizee,
vânturi
actor climato-genetic.
La nivelul solului se formează sisteme de vânturi cu caracter permanen
de vest şi vânturi polare) sau regional (musonii). Acesţi curenţi afectează teritorii
extinse în direcţie orizontală constituindu-se într-un important f
59
Modul de acţiune sezonier al musonului în sud-estul Asiei
9.4.2. Vânturi locale
Vânturile locale afectează suprafeţe mai
restrânse fiind determinate de factori fizico-geografici
locali sau regionali. Vânturile din acestă categorie se
consituie într-un important factor de climă local.
Dintre acestea cele mai importante sunt:
- brizele de mare şi uscat – sunt vânturi
periodice, cu direcţie alternantă de la zi la noapte ca
urmare a diferenţelor de temperatură şi presiune a
aerului de desupra celor două entităţi fizice (apa şi
uscatul), generate de modul diferit de înmcălzire-răcir a
acestora; gosimea stratului afectat de această mişcare
iza de zi este mai
ngând până la 30-40
ează în
condiţiile diferenţei de presiune care apare în anumite
momente ale zilei între culmile însorite şi văile umbrite.
Şi în acest caz briza de zi este mai puternică afectând
e
este de aproximativ 1500-3000m; br
puternică în intensitate (4-7 m/s) aju
km în interiorul uscatului (chiar 100 km în zonele
tropicale)
- brizele de munte-vale – se form
Brize e maritime şi cele montane (Thompson, 2002)
l
60
troposfera pe circa 500-1000 m grosime (briza de noapte – 200-300 m);
- foehn-ul - este un vânt cald şi uscat care acţionează pe versanţii montani opuşi
direcţiei de advecţie a maselor de aer. Cele mai cunoscute locaţii de pe glob afectate de foehn
sunt: nordul Alpilor (fohn), estul Munţilor Stâncoşi (Chinook), estul Munţilor Anzi în
Argentina (Zonda).
- bora – este un vânt katabatic (descendent) rece care se manifestă în regiunile litorale
care au în vecinătate un lanţ montan sau un platou înalt (litoralul Mării Adriatice din Croaţia,
ţărmul lacului Baikal). Viteza vântului poate atinge în anumite condiţii peste 200 km/h.
Reprezentarea schem
Pe lângă vânturile mai sus amintite se
- mistralul (valea Rhone-ului);
- blizzard-ul (nord-estul SU
Pen. Arabia) etc.
atică a desfăşurării foehnului (Oliver, 2005)
mai pot specifica:
A)/crivăţul (sud-estul Europei); sirocco/simun (Sahara,
61
Cap.10. Mase de aer şi fronturi atmosferice
tmosferei într-un anumit loc şi la un moment dat,
caracte
ii ale
regimului radiativ-caloric;
- schimbări neperiodice asociate deplasării maselor de aer.
10.2. Masele de aer
Masele de aer sunt volume imense din aerul troposferic, de ordinul sutelor şi
milioanelor de km², cu o cvasiomogenitate a parametrilor pe orizontală. Acestea pot fi
staţionare sau se pot deplasa prin intermediul curenţilor permanenţi. Prin deplasare masele de
aer se pot transforma în alte categorii. Principalii parametri caracteristici care induc şi
diferen asele de aer sunt:
etri sunt strâns legate de caracteristicile suprafeţelor active
esupra cărora se formează masele de aer. Cea mai mare parte a maselor de aer sunt asociate
entrilor de acţiune ai atmosferei (Anticiclonul Siberian, Anticiclonul Canadian, Anticiclonul
ă).
Principalele criterii utilizate pentru clasificarea maselor de aer sunt:
- temperatura: calde şi reci;
- natura suprafeţei active: maritime şi continentale;
- termodinamica: stabile şi instabile.
- locaţia de geneză: arctice, polare, tropicale şi ecuatoriale.
10.1. Vremea
Vremea indică starea fizică a a
rizată prin elementele meteorologice specifice (temperatură, vânt, precipitaţii etc.).
Vremea este în continuă schimbare putându-se evidenţia:
- modificări periodice determinate de cauze astronomice care induc variaţ
ţierile dintre m
- temperatura echivalent-potenţială;
- umiditatea specifică;
- transparenţa – indică originea maselor de aer.
Trăsăturile acestor param
d
c
Azore, Depresiunea Islandez
62
a. Mase de aer arctic:
anticiclonii termici polari;
- au temperaturi reduse pe toată grosimea lor cu contrast relativ redus între bază şi
par
) şi
val
ste continent; foarte uscate şi fără precipitaţii;
oenlandei şi Arh. Svalbard
înc şi încărcându-se cu mari cantităţi de vapori de apă la trecerea peste Curentul
Go t mase reci, cu grad ridicat de transparenţă şi precipitaţii
solide, cu excepţia verii când aduc ploi reci.
n funcţie de anotimp şi originea maselor de aer;
ntal-polar – acţionează mai ales iarna avându-şi originea în
dinav; în stratul inferior se ating
tem
ălzesc puternic la trecerea peste Gulf Stream aducând vreme
cald asupra Oceanului
şi precipitaţii bogate mai ales în vestul Europei.
subtipuri: - m.a. continental –tropical – se formează desupra spaţiilor deşertice şi
sem deşertice tropicale (Nordul Africii, pen. Arabia); acţionează îndeosebi vara având
caracter foarte uscat şi vizibilitate redusă asociată prafului din zonele de origine;
determină maximele absolute de temperatură în Europa;
- se formează în
tea superioară;
- determină în zonele temperate îngheţuri timpurii (toamna) /târzii (primăvara
uri de ger iarna;
- subtipuri: - m.a.continental-arctic - se formează desupra Mărilor Barents şi Kara
răcindu-se la trecerea pe
- m.a.maritim-arctic – se formează desupra Gr
ălzindu-se
lfului (Marea Norvegiei); sun
b. Mase de aer polar:
- se formează la latitudini mijlocii –superioare fie prin încălzirea aerului arctiv în
anticicloni mobili, fie prin răcirea aerului tropical sau prin răcirea radiativă a aerului
preexistent;
- stările de vreme asociate diferă mult î
- subtipuri: - m.a.contine
Anticiclonul Siberian, Est-European sau cel Scan
peraturile cele mai coborâte dintre toate masele de aer; stabilitate ridicată şi umiditate
relativă destul de mare ca urmare a temperaturilor scăzute caracteristice;
- m.a. maritim-polar – iarna iau naştere deasupra Canadei fiind la origine
m.a. continetal-polare; se înc
ă şi precipitaţii iarna; vara se formează la latitudini superioare de
Atlantic provocând răcirea vremii
c. Mase de aer tropical:
- au stabilitate şi temperaturi ridicate;
-
i
63
- m.a. maritim-tropical – iau naşere în anticiclonul Azore ajungând în
Eur orsalelor mobile ale acestui centru baric; se încarcă cu o mare
can lantic însă stabilitatea ridicată specifică
det
.
cuatorial:
ronturile atmosferice sunt sectoare de tranziţie/separare între două sau mai multe
mase d afeţei frontale cu suprafaţa terestră poartă denumirea de linia
frontul
bar
decât alta) iar cel de destrămare a acestora frontoliză. La trecerea frontului parametrii
atmosf
accentu
vite
afice de mase de
ental;
după caracterul termic: calde atunci când o masă de aer cald ia locul uneia reci şi
er rece dislocă o masă de aer cald;
ctul a două mase de aer şi ocuse la contactul a
opa prin intermediul d
titate de vapori de apă din Oceanul At
ermină doar formarea de nori stratiformi/ceaţă cu precipitaţii de slabă intensitate
(îndeosebi burniţă)
d. Mase de aer e
- nu afectaează Europa;
- mase de aer cald şi umed;
- ajung spre tropice prin intermediul musonilor.
10.3. Fronturile atmosferice
F
e aer. Intersecţia supr
ui. Procesul de geneză a fronturilor atmosferice se numeşte frontogeneză (în talvegul
ic unde apar curenţi de sens contrar şi când o masă de aer se deplasează mai încet/repede
erici (îndeosebi presiunea, temperatura, direcţia şi viteza vântului) suferă modificări
ate. Viteza frontului depinde de gradientul baric (cu cât sunt mai apropiate izobarele
za este mai mare) şi de modul în care acesta intersectează izobarele.
Tipuri de fronturi atmosferice:
- după importanţă: - principale/climatice care separă tipurile geogr
aer :tropical (e-t), polar (t-p) şi arctic (p-a);
- secundare în interior diferitelor mase de aer cu aceeaşi origine
cu sectoare cu însuşiri diferite; mai frecvente în masele de aer
polar cu diferenţe accentuate între aerul maritim şi contin
-
reci când o masă de a
- după complexitate: simple la conta
trei sau mai multe mase de aer.
64
10.3.1. Frontul cald
- se formează prin alunecarea ascendentă a aerului cald, împins de aerul rece anterior
te aerul rece din faţă (anafront);
- linia frontului ar
pes
viteza f
tratus,
Altostr
titativ ;
ii 300-400 km;
fenom şi apoi mai
lent; v ă front
precipitaţiile înceteaz
Front cald (sus) şi rece (jos) (Thompson, 2002)
e o înclinare faţă de suprafaţa terestră de 0,5-1º ;
rontului cald indică o valoare medie de 25 km/h;
i în următoarea succesiune: Cirrus (uncinus), Cirros
rată (12-16 ore), liniştite şi importante can
ar zona cu precipitaţ
ene asociate: presiunea scade lent şi uniform până în zona frontului
ratura creşte progresiv mai ales iarna; dup
ă;
-
- are asociaţi nori stratiform
atus, Nimbostratus;
- precipitaţii continue, de du
- lăţimea sistemului frontal atinge 900-1000 km i
-
ânt cu viteză redusă; tempe
65
10.3.2. Frontul rece
- se formează prin înlocuirea unei mase de aer cald cu una mai rece ;
- masa de aer mai rece, cu densitate mai mare pătrunde brusc sub masa de aer cald
e 2 º ;
ilor: Altocumulus (lenticularis) cu circa 200 km înainte de front
iar vijelii şi căderi de grindină;
!!!Bobul de grindină prezintă în secţiune transversală o succesiune de strate de
gheaţă: strate mate în alternanţă cu stratetransparente. Explicaţie: O granulă de
grindină este într-o primă fază o picătură de ploaie de la baza unui nor
Cumulonimbus. Transportată de curenţii ascendenţi la altitudini mari, aceasta
îngheaţă, apoi, când nu mai este susţinută de curenţi, cade. În cădere, prin
coliziune, colectează picături de apă care îngheaţă pe bobul de grindină dând un
strat transparent. În condiţii favorabile, bobul de gheaţă este din nou preluat de alţi
curenţi ascendenţi, iar la o anumită înălţime mai primeşte un nou strat de gheaţă,
de data aceasta opac, rezultat al sublimării vaporilor de apă. Numărul stratelor ne
indică în consecinţă numărul ciclurilor de urcare-coborâre pe care le-a
experimentat bobul de grindină.
- presiunea aerului scade accentuat la linia frontului (cioc de furtună) ca urmare a
convecţiei puternice după care creşte iar temperatura scade;
0.3.3. Frontul oclus
se formează prin contopirea frontului rece cu frontul cald atunci când masa de aer
rece cu viteză mai mare ajunge din urmă frontul cald ridicând masa de aer mai cald
dintre cele două fronturi.
ca o pană ca urmare a frecării aerului cu scoarţa terestră;
- linia frontului are o înclinare faţă de suprafaţa terestră d
- viteza de înaintare este mai ridicată comparativ cu cea a frontului cald (35 km/h);
- succesiunea nor
(vestesc apropierea frontului cu 2-6 ore înainte);
- lăţimea sistemului frontal atinge 50-200 km;
- precipitaţiile cad înainte de front pe o bandă de 10-20 km lăţime;
- precipitaţiile sunt însoţite vara de fenomene orajoase (fulgere, trăsnete), vânt
puternic şi ch
1
-
66
- dacă masele reci care se întâlnesc au cam aceleaşi caracteristici rezultă nori
stratiformi cu precipitaţii de durată (ocluzie neutră). Ocluzia mai poate fi caldă şi
Front oclus rece şi cald
(http://earth.usc.edu/~stott/Catalina/WeatherPatterns.html)
rece.
Stadii succesive în formarea frontului oclus (http://earth.usc.edu/~stott/Catalina/WeatherPatterns.html)
67
Cap. 11. Perturbaţii atmosferice
iclonii şi anticiclonii reprezintă pricipalele forme de perturbaţie atmosferică prin
intermediul cărora se realizează deplasarea maselor de aer de la latitudini medii şi superioare.
11.1. Ciclonii extratropicali
Ciclonii extratropicali sunt forme de relief baric delimitate de izobare închise circulare
sau eliptice, presiunea scăzând de la periferie spre centru acolo unde ea se încadrează între
970-1010 mb (excepţional până la 935 mb). Ciclonii determină stări de vreme cu o puternică
instabilitate.
Vast ciclon extratropical în vecinătatea Islandei (http://schools-wikipedia.org/2006/wp/c/Cyclone.htm)
C
68
11.1.1. Caracteristi
Ciclonii extratropicali prezintă următoarele trăsături:
- mişcarea aerului în ciclon, în plan
rizontal, are la nivelul solului caracter
convergent în timp ce la partea superioară
acelor de ceasornic în emisfera nordică (invers în
cea sudică);
- viteza vântului în ciclon atinge 10-15
m/s (rareori 30 m/s) în partea centrală valorile
apropiindu-se de 0 m/s; viteza de deplasare a
iclonului este în medie de 50 km/h;
- ciclonii extratropicali se deplaseză pe o componentă generală vest-est cu excepţia
iclonilor retrograzi.
11.1.2. Geneza ciclonilor extratropicali
Modul de formare a ciclonilor tropicali a suscitat un interes sporit în ultimele două
ecole fiind elaborate în acest sens mai multe teorii. Cele mai importante dintre acestea sunt
oria termică (convectivă), teoria undelor frontale, teoria advectivo-dinamică şi teoria
undelor Rossby.
a. Teoria te
- a fost elaborată în secolul al XIX-lea;
în conformitate cu această teorie ciclonii apar în regiunile mai puternic
încălzite ale suprafeţei terestre datorită mişcărilor termo-convective ascendente;
acestă teorie nu explică însă cauzele dezvoltării şi deplasării ciclonilor.
cile ciclonilor extratropicali
- au un diametru care variază între 200-3000 km şi ocupă o suprafaţă de sute de mii-
mil. km²;
Miscarea aerului in ciclon (emisfera nordica) (http://www.uwsp.edu/geo/faculty)
o
caracter divergent; pe verticală sunt prezente
mişcări ascendente în centru şi divergente la
periferie; mişcarea se realizează în sens invers
c
c
s
te
rmică
-
-
69
b. Teoria undelor frontale/frontului polar
eteorologie (Bjerknes, Solberg,
1920);
- conform acestei teorii ciclon ă de-a lungul fronturilor principale
care separă tipurile geografice ale maselor de aer;
- geneza este asociată mişcă
principale ca urmare a variaţiei în dinamica
principal depăşesc amplitudinea de 1000 km
Stadii în ciclul ciclonilor extratropicali
(http://earth.usc.edu/~stott/Catalina/WeatherPatterns.html)
- a fost elaborată de şcoala norvegiană de m
ii se formeaz
rilor ondulatorii pe care le suferă fronturile
maselor de aer, în cazul în care undele frontului
;
70
arcurge mai multe stadii: ciclon tânăr,
e anticicloni
c. Teoria advectivo-dinamică
- elaborată de cercetătorii ruşi Pogosian şi Taborovski în dec. al IV-lea al sec.
XX;
- în urma cercetărilor s-a constatat că variaţiile barice care însoţesc fronturile
pricipale se datorează mişcărilor aerului şi nu undelor frontale; astfel, ciclonii se formează
acolo unde presiunea scade dinamic.
d. Teoria Rossby
Cercetările mai noi presupun faptul că ciclonii şi anticiclonii sunt datoraţi mişcărilor
ondulatorii (unde Rossby) ale zonei frontale planetare înalte şi implicit ale curentului jet,
precum şi a legăturilor lor cu structura câmpului termobaric din troposfera mijlocie-inferioară
şi de la sol. Creşterea amplitudinii undelor determină întărirea câmpului baric din dorsalele şi
talvegurile barice de înălţime, mergând până la individualizarea de nuclee ciclonice (L - low
pressure) şi anticiclonice (H - high pressure) de altitudine marcate prin izohipse (linii care
unesc puncte cu aceeaşi presiune în atmosfera liberă) închise. La nivelul solului ciclonii şi
anticiclonii sunt corespunzători arealelor de divergenţă, respectiv convergenţă din altitudine.
Relaţia dintre mişca onilor la nivelul solului
- pe parcursul dezvoltării ciclonului el p
ciclon matur şi ciclon oclus urmat de refacerea frontului principal mai la sud de poziţia
iniţială ;
- ciclonii migrează în serii/familii de câte cinci indivizi, cu diferite stadii de
dezvoltare, care se deplasează succesiv de la vest la est ; familiile sunt închise d
de invazie ;
- teoria undelor frontale nu explică clar cauzele fizice implicate în geneza
undelor frontale.
rea aerului în altitudine şi repartiţia cicl(http://earth.usc.edu/~stott/Catalina/WeatherPatterns.html)
71
11.1.3. Structura ciclonului tânăr
noros mai bine dezvoltat pe orizontală şi rece în partea posterioară cu nori foarte
re intersectează cele două fronturi
), cu deosebire la nord
i;
I. Newfoundland, Islanda), în
bazinul
Traiectoriile tipic yclone_paths.gif)
Ciclonul tânăr este format din două fronturi atmosferice : cald în partea anterioară cu
un sistem
dezvoltaţi pe verticală. Succesiunea de fenomene
asociată ciclonului tânăr de-a lungul unei linii
imaginare ca
indică într-o primă fază fluxurile de fenomene
asociate frontului cald iar apoi cele specifice
ontului rece (aceste aspecte au fost detaliate în
nordică (40-70 ° latitudine sudică
e paralela de 40 °, deasupra oceanelor şi mai frecvent în anotimpul rece al anulu
l Oceanului Atlantic (lângă
fr
secţiunea anterioară a cursului). http://www.eoearth.org/article/Mid-latitude_cyclone
11.1.4. Repartiţia ciclonilor extratropicali
- între 20-80 ° latitudine
d
- iarna: în nordu
Mării Mediterane, în bazinul nordic al Oceanului Pacific (I-lele Aleutine);
- vara: în Atlanticul de Nord, bazinele fluviilor Obi şi Enisei etc;
- România este afectată îndeosebi de Ciclonul Islandez şi de ciclonii
mediteraneeni.
e ale ciclonilor (http://www.eoearth.org/image/Midlatitude_c
72
11.2. Ciclonii tropicali
i extratropical, însă izobarele indică o
are), iar presiunea este mult mai redusă în
e asemenea lipsesc fronturile atmosferice
nal peste 300 km/h);
- ă de calm cu
coada uraganului)
entarea cu aer cald are
-3 centuri
ile);
5 categorii, în
şi fenomene
Structura ciclonului tropical (dupa Thompson, 2002)
11.2.1. Trăsături generale
- diametru cuprins între 500-1000 km;
- structura este asemănătoare cu a ciclonulu
traiectorie mult mai rotunjită (aproape circul
centru (uneori poate scădea sub 900 mb); d
asociate;
- viteza vântului atinge 50-200 km/h (excepţio
în centru este prezentă o zon
diam
descendenţi;
ea dinspre Ecuator (
prin care se produce alim
etrul de 30-50 km, cu cer senin şi curenţi
- margin
aspect de virgulă;
- marginile vârtejului sunt flancate de 2
inelare noroase formate din nori Cumulonimbus;
- durata medie de acţiune se extinde pe o perioadă de 6 zile (rareori peste 20 z
- intensitatea acestora se măsoară pe scara Saffir-Simpson care include
cazul ciclonilor din categoria 5 vântul depăşind 250 km/h;
- sunt însoţite de ploi torenţiale foarte abundente, vânturi puternice
orajoase.
73
11.2.2. Condiţii genetice
- re deasupra suprafeţelor oceanice vaste cu strat de apă
onsistent (cca. 200 m) cu temperaturi ridicate (peste 26-26,5 °C), între 8-15 °
a ecuatorială este pusă pe seama valorilor
deja mişcări turbionare; depresiunea tropicală moment în care se
icală atunci când îşi
fac apariţia şi centurile noroase
clar ochiul de furtună ;
- sunt întreţinute şi întărite tă în urma masivelor procese de
condensare ;
- se sting rapid la intrarea mai
nu mai primesc suficientă energ oceanice iar rugozitatea mai
mare a uscatului face ca vântul s
punzător emisferei nordice
ă astfel:
- sud-estul Americii de Nord (Golful Mexic, Marea Caraibilor, Pen. Florida) – 30
cazuri/an;
vestul Americii Centrale – 6 cazuri/an;
sud-estul Asiei (I-lele Filipine, sudul Japoniei etc.) – 21 cazuri/an;
nordul Oc. Indian – 8 cazuri/an;
denumiri : taifun (Asia de Sud şi Est), willy-willy (Australia), uragan (America),
baguio (Filipine).
ciclonii tropicali iau naşte
c
latitudine nordică şi sudică; lipsa lor în zon
foarte scăzute/lipsei forţei Coriolis;
- se formează de obicei pe locul unei perturbaţii slabe preexistente ;
- parcurg în dezvoltarea lor mai multe stadii : stadiul de perturbaţie tropicală care
prezintă
individualizează forma spiralată şi coada ciclonului ; furtuna trop
; stadiul de uragan moment în care se individualizează
şi de căldura elibera
puternică peste spaţiile continentale în condiţiile în care
ie de deasupra spaţiilor
ă descrească în intensitate.
11.2.3. Răspândirea pe Glob
Uraganele se manifestă îndeosebi în sezonul de vară cores
sau sudice, atunci când apa are o temperatură mai ridicată. Frecvenţa medie de apariţie la
nivel global este distribuit
-
-
-
-
74
11.3. Tornadele
ornadele sunt perturbaţii atmosferice sub formă de pâlnie care coboară din nori
Cumul
le aerului
/h în plan
izează
mult inferioare ciclonilor atingând 80-460 m în diametru (foarte rar
este 1 km) şi o rază de acţiune de până la 50-60 km. La contactul cu suprafeţele acvatice ele
e transformă în trombe stingându-se treptat. Forma vizibilă a pâlniei trombelor şi tornadelor
ste asociată densităţii ridicate a produselor de condensare, în condiţiile presiunii foarte
duse din interiorul acestora.
Harta cailor de migrare a uraganelor în perioada 1945-2006 (sursa www.wikipedia)
T
onimbus mamma şi iau contact cu
suprafaţa terestră. Acestea sunt cele mai
violente forme de mişcare a
atmosferic având viteze de 225-550 km/h în
plan orizontal şi 150-300 km
vertical. Intensitatea lor se măsoară cu ajutorul
scării Fujita. Detectarea în timp real şi
prognoza de foarte scurtă durată se real
cu ajutorul radarului Doppler.
Dimensiunile sunt
p
s
e
re
75
Tornadele apar la contactul violent dintre aerul rece polar/arctic şi aerul cald tropical
cărcat cu mari cantităţi de vapori de apă, în aşa numitele ‘super-cell’, mai frecvent la
fârşitul primăverii şi începutul verii.
în
s
Reprezentarea schematică a modului de formare al tornadelor
://teacher.scholastic.com/activities/wwatch/tornadoes/)
stivă – Aleea Tornadelor.
(http
Cele mai multe tornade se înregistrează în partea centrală a SUA (Pod. Preerilor)
regiune care a primit de altfel şi o denumire suge
http://www.nesec.org/hazards/tornadoes.cfm
76
Frecvenţa ridicată a tornadelor din regiune are la bază dispunerea de-a lungul
meridianelor a lanţurilor montane (Mţii Stâncoşi în vest şi Mţii Appalachi în est), situaţie care
favorizează migrarea facilă a aerului prin zona mai joasă din centru şi contactul nemijlocit
dintre aerul rece canadian şi cel cald şi umed cantonat în Golful Mexic. O frecvenţa destul de
ridicată ste consemnată şi în sudul Americii de Sud, Australia, sudul Africii şi estul Asiei etc.
În Europa astfel de fenomene sunt mai rare (mai frecvente în sud-estul Europei şi Spania) în
timp ce în România apariţia lor este mai mult sporadică (ex. Tornada de la Făcăieni din august
2002).
1.4. Fenomene de risc asociate norilor Cumulonimbus
orii de tip Cumulonimbus se dezvoltă atât pe cale frontală cât şi pe cale convectivă
amplificaţi pe alocuri de factorul orografic.
1.4.1. Ploile abundente
Ploile abun e periculoase, cu
efecte directe asupr ul unor mesaje de
avertizare din partea instituţiilor de profil.
zate printr-o mare
arte scurt.
ai frecvente în România în
i eroziunea acerbă a solului
Zona mediteraneean e violente. Astfel, la Cairo
(Egipt), deşi cantitatea medie anuală de precipitaţii este de 32 mm/an, din care 4 mm în luna
e
1
N
1
dente fac parte din categoria fenomelor meteorologic
a mediului şi activităţilor umane, făcând obiect
Ploile se pot caracteriza prin cantitate (măsurată în litri pe m²), prin intensitate
(mm/minut) şi prin durată (minute sau ore). Ploile torenţiale sunt caracteri
intensit te, adică prin cantităţi mari de apă căzute într-un timp fo
loile torenţiale pot genera viituri de tip ,,flash-flood’’ tot m
ultima perioadă de timp, alunecări de teren, curgeri noroioase ş
a
P
Ploi abundente asociate norilor Cb Viitură spontanăPloi abundente asociate norilor Cb Viitură spontană
ă înregistrează adesea averse extrem d
77
noiembrie, în data de 2 noiembrie 1994 au căzut circa 250 mm de apă doar în 2 ore, blocând
aeroportul, metroul, întreaga aglomeraţie caireză în suprafaţă. În tot Egiptul, episodul a cauzat
moartea a 300 de persoane.
În România, intensitatea medie cea mai mare înregistrată la o ploaie a fost de 6,63
mm/min, în Bărăgan, la data de 27 mai 1939. Cea mai mare cantitate de precipitaţii căzute în
24 de ore s-a înregistrat la C. A. Rosetti, în Delta Dunării, la 30 august 1924 şi a fost de 530,6
mm.
11.4.2. Vijeliile
Vijelia reprezintă o manifestare atmosferică foarte caracteristică spaţiului geografic în
care este situată România. Vijeliile sunt manifestări atmosferice care preced deseori o celulă
convectivă cu puternici curenţi descendenţi şi constă în intensificări bruşte ale vântului (peste
8 m/s) imbări rapide de direcţie a acestuia. Creşterea vitezei vântului este însoţită şi de o şi sch
schimb cele mai multe ori la fel de rapidă, şi care poate atinge chiar are a direcţiei acestuia, de
180°. La declanşarea unei vijelii, temperatura aerului marchează o scădere pronunţată, în timp
ce presiunea atmosferică şi umezeala relativă a aerului prezintă creşteri bruşte.
Vijelia precede sau însoţeşte norii
orajoşi (Cb), motiv pentru care ea poate fi
asociată cu precipitaţii sub formă de
aversă, descărcări electrice şi căderi de
grindină. Din cauza prafului ridicat de pe
sol de vântul intens, vizibilitatea
orizontală scade foarte mult în timpul
vijeliei, iar cerul primeşte un aspect
întunecat, ameninţător. Intensificările
deosebite ale vitezei vântului se asociază
puternicilor curenţi descendenţi,
asemănători unei cascade de aer rece, care Secţiune printr-un nor Cbursa http://content.answers.com)(s
Secţiune printr-un nor Cbursa http://content.answers.com)(s se întâlnesc sub norii Cb. Sfârşitul vijeliei
este la fel de brusc ca şi începutul său, iar durata fenomenului este scurtă, rareori depăşind o
jumătate de oră.
Din punct de vedere genetic, vijeliile se clasifică în două mari categorii:
78
a) Vijelii care apar înaintea unor fronturi reci foarte intense, în cadrul liniei de
instabilitate (liniei de gren), care precede frontul rece cu câteva zeci sau chiar cu 100-200 km.
Din punct de vedere sinoptic, în troposfera inferioară este prezent un culoar depresionar,
extins din Peninsula Scandinavică până deasupra Mării Mediterane.
b) Vijelii în interiorul aceleiaşi mase de aer, care se formează sub norii Cb foarte
înalţi (peste 10 km), generaţi de puternica instabilitate a masei de aer respective. Ca şi vijeliile
prefrontale, şi cele intramasice au frecvenţa maximă în lunile de vară.
În afara tornadelor şi a vijeliilor, există şi alte mişcări de tip vârtej, care nu sunt
asociat nimbus şi au dimensiuni mai mici, efectele lor, chiar dacă uneori pot e norilor Cumulo
fi păgubitoare, resimţindu-se numai la scară locală. Dintre aceste fenomene se pot aminti:
Diavolii de praf, care apar în Australia, deasupra unor zone netede, foarte puternic
încălzite de radiaţia solară, ceea ce determină dezvoltarea unei convecţii intense. Unele surse
bibliografice le denumesc “willy-willies”, deşi, de fapt, această denumire este specifică
ciclonilor tropicali care evoluează în bazinul estic al Oceanului Indian şi în NV Australiei.
Dacă gradientul termic vertical este mai mare decât cel normal, se ajunge la o puternică
instabilitate, mişcările verticale ascendente putând primi şi un sens de rotaţie.
Mountainados, caracteristice regiunilor din SV SUA, care se prezintă ca nişte vârtejuri
orizontale pe pante (rulouri), în general de dimensiuni mici. Dacă la baza pantei întâlnesc un
obstacol, rulourile orizontale se pot separa în două părţi, care se ridică către verticală (Bryant,
1991).
Vârtejurile pot fi create şi de incendii sau de explozii foarte puternice (nucleare). Spre
exemplu, există mişcări de tip vârtej care apar pe versanţii “sub vânt”, bine împăduriţi, care
sunt afectaţi de incendii naturale, temperaturile foarte ridicate generând mişcări ascendente
foarte intense, asociate şi cu o componentă circulară orizontală, ceea ce imprimă întregului
ansamblu o mişcare de tip vârtej.
În sfârşit, mai trebuie amintit şi fenomenul cunoscut sub numele de turbulenţă în cer
senin (Clear Air Turbulence - CAT), binecunoscut piloţilor avioanelor care zboară la altitudini
mari. Este vorba de turbulenţa datorată curenţilor fulger din partea superioară a troposferei şi
de la baza stratosferei, fenomen care este foarte greu de identificat şi de prognozat, din cauza
lipsei norilor care să indice prezenţa acestor mişcări intense ale aerului.
79
11.4.3. Descărcările electrice (orajele)
Reprezintă una sau mai multe descărcări bruşte de electricitate atmosferică, ce se
manifestă printr-o lumină scurtă şi intensă (fulger) şi printr-un zgomot sec sau printr-un
bubuit surd {tunet). Orajele sunt asociate norilor Cb şi, în general, sunt însoţite de precipitaţii
cu caracter de aversă, sub formă de ploaie, grindină, măzăriche moale, măzăriche tare sau,
mai rar, de ninsoare.
După localizarea în spaţiu şi modul de manifestare, fulgerele au fost clasificate în trei
tipuri principale (Instrucţiuni pentru observarea, identificarea şi codificarea norilor şi a
fenomenelor meteorologice, 1986):
a) Descărcări interne sau fulgere în pânză, care se produc în interiorul norului orajos
şi se manifestă printr-o iluminare difuză, în care nu se poate identifica un canal net delimitat.
b) Descărcări la sol sau trăsnete, care au aspectul unor scântei imense, ce se formează
între norul Cb şi suprafaţa terestră. Au o traiectorie sinuoasă şi, de obicei, prezintă ramificaţii
orientate în jos, care pleacă dintr-un canal principal net conturat (fulger în linie sau în bandă).
c) Fulgere liniare, care se observă sub forma unor descărcări sinuoase, adesea
ramificate, care pornesc dintr-un canal bine conturat provenit din norul orajos, dar fără să
atingă suprafaţa terestră.
În funcţie de natura impulsului care le generează, se deosebesc: oraje locale (termice
sau de insolaţie), oraje frontale (specifice fronturilor reci, dar fiind posibile şi la trecerea
fronturilor calde) şi oraje oro
grafice (Iliescu, 1989).
Orajele locale apar în
interiorul unei mase de aer mai
rece, care ajunge deasupra
unei suprafeţe de uscat
puternic încălzite. Covecţia
termică duce la apariţia norilor
Cumulus (Cu), apoi la
transformarea lor în nori Cb cu Fenomene orajoase (sursa www.nationalgeographic.com)Fenomene orajoase (sursa www.nationalgeographic.com) mare dezvoltare pe verticală
(celule convective foarte puternice, în care viteza curenţilor ascendeţi şi descendeţi poate
depăşi 100 km/h), care generează descărcări electrice. Orajele locale durează puţin, au o
intensit te mică şi o repartiţie spaţială punctiformă, izolată. a
80
Orajele frontale sunt asociate, în primul rând, fronturilor reci (mai ales celor de
ordinul II), norii Cb apărând în urma ridicării violente a aerului cald preexistent de către aerul
rece. Orajele de front rece pot să apară în orice anotimp, atât ziua, cât şi noaptea. Oraje se pot
produce şi la trecerea unui front cald, acest lucru întâmplându-se vara, în condiţiile unei
stratificaţii termice a aerului deosebit de instabile. Orajele frontale au o intensitate şi o durată
mai mare decât cele locale.
Orajele orografice sunt asociate norilor Cb care se formează ca urmare a mişcărilor
turbulente ascendente foarte intense ale aerului umed pe pantele expuse ale masivelor
deluroase mai mari şi ale versanţilor muntoşi. Orajele orografice pot fi, prin urmare, de
origine frontală, dar şi termică (locală).
O altă clasificare (Beltrando, Chemery, 1995) separă: orajele izolate, generate de o
singură celulă convectivă (nor Cb), cu o durată de manifestare foarte redusă în timp; oraje
supracelulare, generate de o celulă convectivă foarte puternică şi având o durată de
manifestare mai lungă decât în cazul precedent; oraje multicelulare, care au durata cea mai
mare şi sunt asociate mai multor celule convective, aflate în diferite stadii de evoluţie.
Efectele descărcărilor electrice se pot analiza cel puţin sub două aspecte: cel al
impactului asupra fiinţelor vii, respectiv cel al pagubelor materiale, inclusiv asupra mediului
natural. Sub norii orajoşi (dipoli noroşi), intensitatea câmpului aeroelectric variază intre 1.000
şi 10.000 V/m. Ca urmare, între capul şi picioarele unei persoane aflate în zonă poate să apară
o diferenţa de potenţial de 700 V în faţa norului Cb, respectiv de 1.700-17.000 V sub norul
Cb. Dacă persoana respectivă se află în apropierea unei linii electrice de înaltă tensiune,
diferenţa de potenţial poate ajunge până la 40.000-140.000 V. Acest lucru diminuează
permeabilitatea celulară pentru substanţele nutritive primare, ceea ce conduce la scăderea
intensităţii proceselor generatoare de energie, situaţie concretizată prin afectarea stării de
sănătate, ca şi prin oboseală, slăbiciune, somnolenţă etc. (Ionac, 1998). Când trăsnetul atinge
suprafaţa terestră, curentul electric se răspândeşte în zona înconjurătoare. La persoanele care
stau cu membrele inferioare depărtate sau sunt în mişcare în apropierea locului de impact al
trăsnetului cu solul (de exemplu, pe terenuri de sport etc.), apare o diferenţă semnificativă de
potenţial electric între cele două membre inferioare {potenţialul de pas), din cauza rezistenţei
electrice mai mari a suprafeţei terestre faţă de corpul uman. Descărcarea electrică va intra
printr-un picior şi va părăsi corpul prin celălalt picior.
În cazul în care o persoană este lovită de trăsnet {lovitura directă), efectele sunt şi mai
grave. Corpul uman este bun conducător de electricitate. În urma recepţionării unui trăsnet,
ceea ce presupune temperaturi foarte ridicate, se produce o evaporare bruscă a apei din corp,
81
rezultând astfel arsuri foarte grave, care pot să cauzeze decesul. De asemenea, trăsnetul
afectează vasele de sânge şi nervii, putând produce paralizii temporare şi senzaţii de leşin.
Dacă frecvenţa descărcărilor coincide cu cea a “undei T” care apare în ritmul cardiac, se poate
ajunge la oprirea funcţionării inimii, deci la un deces rapid prin stop cardiac. Descărcarea
poate intra în corp prin orificiile capului, ajungând la creier. Deoarece acesta din urmă este
“îmbrăcat” într-o soluţie sărată, bună conducătoare de electricitate, apar schimbări în structura
celulelor, urmate de leziuni şi îmbolnăviri. Trăsnetul mai poate produce ruptura membranei
timpanelor, cataractă oculară, traume psihice (depresii, tulburarea somnului, stări de
anxietate). Desigur, există şi situaţii de excepţie, care au rămas în documentele cercetătorilor,
aşa cum este cazul unui american, pe nume Ray Sullivan, care a supravieţuit după ce a fost
lovit de trăsnet de nu mai puţin de 7 ori! Cele mai afectate de descărcările electrice sunt
persoanele care poartă asupra lor sau sunt în contact cu obiecte având componente metalice
(agricultori, alpinişti, militari etc.). Riscul poate fi mare şi pentru cei care participă la activităţi
sau manifestări în aer liber, care atrag un mare număr de spectatori (competiţii sportive,
concerte, mitinguri etc.).
Descărcările electrice pot produce şi mari pagube materiale, respectiv distrugeri ale
mediului natural. Astfel, de foarte multe ori, orajele stau la originea incendiilor de diferite
tipuri (ale vegetaţiei naturale, ale construcţiilor etc.), sau produc deteriorarea obiectelor bune
conducătoare de electricitate, fie singulare (reţelele de transport al energiei electrice), fie
încorporate în diferite ansambluri, inclusiv în locuinţe. Orajele pot provoca leziuni vegetaţiei,
afectând starea fiziologică a plantelor. Un pericol deosebit îl reprezintă orajele pentru
aeronave, în primul rând pentru cele aflate în zbor. Din acest motiv, regulamentele aviaţiei
civile interzic zborul prin norii orajoşi. De asemenea, activitatea normală din bazele de lansare
a rachetelor spaţiale (Centrul Spaţial “John F. Kennedy” al SUA din Florida, baza spaţială a
Franţei de la Kourou - Guyana Franceză, cosmodromul de la Baikonur - Kazahstan etc.) poate
fi serios perturbată de descărcările electrice, de multe ori momentul lansării fiind amânat până
la dispariţia orajelor din apropierea bazelor respective. Spre exemplu, Apollo 12 a fost lovit
de trăsnet de 2 ori imediat după decolare, misiunea fiind în mare pericol. Ca urmare a acestui
eveniment, NASA a declanşat un program complex de studiere şi combatere a descărcărilor
electrice, inclusiv construirea unei reţele de cabluri metalice, cu diametrul de 1,25 cm, pe post
de paratrăsnet pentru arealul bazei spaţiale “John F. Kennedy”.
Repartiţia geografică a orajelor, rezultată mai ales din analiza imaginilor satelitare,
indică un maxim pe Glob al frecvenţei acestor fenomene în regiunile cuprinse între 15° lat. N
şi 30° lat. S, cele mai multe descărcări electrice caracterizând Zona Convergenţei
82
Intertropicale (ZCIT). În timpul verii boreale, când talvegul ecuatorial este situat între 15° şi
25° lat. N, activitatea orajoasă este concentrată în America Centrală, SE Americii de Nord,
partea nordică a Americii de Sud, Africa de Vest şi bazinul Congo, partea nordică a Indiei şi
Asia de Sud-Est. În timpul verii australe, descărcările electrice au frecvenţa cea mai mare tot
de-a lungul talvegului ecuatorial, centrat, în acest anotimp, între 5° şi 10° lat. S, precum şi în
zone situate până spre 30° lat. S: Bazinul Congo, Africa de Sud, Brazilia, Indonezia, N
Australiei (Barry, Chorley, 1998). Este evident faptul că descărcări electrice se întâlnesc şi la
latitudini mai mari, subtropicale şi temperate, unde pot să apară în tot cursul anului, dar având
frecvenţa predominantă la sfârşitul primăverii şi vara. Sub aspectul riscului, acestea sunt
zonele cele mai vulnerabile, deoarece aici trăiesc cei mai mulţi locuitori şi sunt concentrate
cele mai importante bunuri materiale.
România, prin aşezare şi condiţiile sale fizico-geografice, reprezintă un teritoriu
favorabil apariţiei descărcărilor electrice. Activitatea orajoasă, moderată în ansamblul ei, se
poate produce în tot cursul anului, dar frecvenţa maximă apare în intervalul mai-august.
Diversitatea condiţiilor fizico-geografice, în primul rând relieful variat, creează diferenţieri în
ceea ce priveşte repartiţia spaţio-temporală a orajelor. Pentru diferenţieri regionale ale
activităţii orajoase se poate face apel la gradele de keraunicitate, stabilite în funcţie de
valoarea indicelui de keraunicitate K (Iliescu, 1989). Acesta redă, în mod sintetic, repartiţia
temporo-spaţială a descărcărilor electrice. Calculul lui K se face după formula:
K = n · D · N · 10-5
unde n - numărul anual mediu de zile cu oraje (în România, cu valori posibile între 15-
35 zile); D - durata anuală medie a orajelor (cu valori între 40-120 ore); N - numărul anual
mediu de oraje pe 100 km2 (cu valori între < 100 şi 400); 10’ - factor introdus pentru uşurarea
calculelor.
Harta regionării teritoriului României pe cele şase grade de keraunicitate, marchează
o valoare minimă a lui K, cuprinsă între 0 şi 1, pentru regiunile din SE ţării, cu deosebire
pentru litoralul Mării Negre şi Delta Dunării. Cel mai mare grad de keraunicitate (K > 15) a
fost determinat pentru Carpaţii Meridionali, Munţii Banatului, Munţii Apuseni şi Subcarpaţii
Getici. Valorile extreme ale lui K sunt cuprinse între 0,5, la Mangalia, şi 30,4, la staţia
meteorologică Parâng.
83
Cea mai mare vulnerabilitate a teritoriului faţă de descărcările electrice se întâlneşte în
Subcarpaţii Getici, Podişul Getic şi în partea vestică şi centrală a Câmpiei Române, aceste
regiuni fiind caracterizate, pe lângă un indice de keraunicitate ridicat (între 9 şi 15), şi printr-o
intensă şi diversă activitate antropică, inclusiv în aer liber (agricultură, exploatări miniere în
cariere etc.). Regiunile montane, care au cea mai mare valoare a indicelui de keraunicitate,
prezintă o vulnerabilitate mai mică faţă de descărcările electrice, având în vedere gradul de
populare mult mai redus al acestor zone.
11.4.4. Grindina
Grindina este o formă de precipitare atmosferică apărută în nori Cb cu puternici
curenţi ascendenti şi descendenţi, de formă sferică sau neregulată, cu diametru foarte variabil
şi straturi succesive de gheaţă mată şi transparentă.
În mod excepţional, diametrul grindinii a atins 90 mm, fenomen petrecut la Sydney, la
data de 18.03.1990. Cel mai frecvent, structura unui grelon se prezintă sub forma unui nucleu,
înconjurat de straturi alternative de gheaţă opacă şi transparentă. Într-un grelon obişnuit se pot
întâlni până la 5 straturi, dar în cazurile excepţionale s-au identificat 20 de astfel de straturi
alternative de gheaţă opacă şi transparentă.
Geneza grindinii este legată de norii Cb cu mare dezvoltare pe verticală (Cb
capillatus), în care există curenţi ascendenţi şi descendenţi foarte intenşi. Nucleul grelonului
de grindină este reprezentat de un bob e, format în partea superioară a de măzăriche moal
norului Cb, în urma sublimării vaporilor de apă. Purtat de curenţii descendenţi până în zona
mediană a norului, unde predomină picăturile de apă în stare suprarăcită, în jurul bobului de
măzăriche moale se depune un strat de gheaţă transparentă, ca urmare a îngheţării acestor
picături. Transportat de curenţii ascendenţi din nou spre partea superioară din nor, bobul de
grindină se acoperă cu un strat de gheaţă opacă, formată prin condensarea solidă a vaporilor
de apă pe suprafaţa sa. Curenţii descendenţi aduc din nou bobul de grindină în zona mediană,
unde se depune un alt strat de gheaţă transparentă, hi urma repetării acestor mişcări
ascendente şi descendente, grelonul ajunge la dimensiuni, respectiv la greutăţi care înving
forţa curenţilor ascendenţi şi cade la suprafaţa terestră. Alte condiţii necesare formării
grindinii sunt: o cantitate mai mare de apă lichidă între baza norului şi nivelul de îngheţ al
picăturilor mari; umezeală specifică mare la sol (7-10 g/kg); deficit de umezeală mic până la
înălţimi mari; două treimi din masa norului să se situeze mai sus de izoterma de -5° C;
temperatura la partea superioară a norului Cb să fie cuprinsă între -30 şi -60° C; temperatura
84
maximă la sol să fie mai mare sau cel mult egală cu temperatura de cumulizare, iar nivelul de
cumulizare să nu se situeze prea sus (Bălescu, Militam, citaţi de Cristea, 2000). Specific
grindinii este faptul că ea cade pe fâşii, arealul afectat fiind relativ îngust şi cu delimitări
foarte nete.
De cele mai multe ori, căderile de grindină sunt asociate cu alte fenomene specifice
norilor Cb: precipitaţii intense, descărcări electrice, intensificări ale vitezei vântului. Prin
urmare, astfel de fenomene au o largă răspândire pe Glob, începând cu zonele ecuatoriale şi
terminând cu cele subpolare, în timpul scurtei perioade calde a anului.
Efectele grindinii. La latitudini temperate, grindina este specifică sezonului cald. Prin
efectul mecanic (de lovire), greloanele de grindină produc pagube foarte mari culturilor
agricole, de multe ori acestea fiind iremediabil compromise.
Grindina are şi alte consecinţe negative: spargerea suprafeţelor
de geamuri, a ţiglelor, deteriorarea obiectelor metalice mai
puţin rezistente (de exemplu, caroseriile de automobile).
Grindina poate produce şi victime umane, decesul survenind în
urma rănilor provocate de greloanele de gheaţă. Un record în
acest sens pare a fi deţinut de Bangladesh, unde, în două situaţii
cu căderi de grindină au murit circa 300 de
Căderi masive de grindinăCăderi masive de grindină
persoane! În România, grindina căzută în 20 iunie
1997 pe raza localităţilor Apele Vii şi Celaru (judeţul Dolj) a cauzat moartea a patru persoane,
localnicii afirmând că particulele de grindină au atins dimensiunile unui ou de struţ, iar stratul
de gheaţă format la sol a avut, în unele locuri, o grosime de 50 cm. Este de menţionat şi
grindina din 12 iulie 1997 de la Oradea, care a cauzat pagube materiale apreciate la peste 3
miliarde de lei. De asemenea, diametrul greloanelor grindinii căzute la Rucăr (judeţul Argeş),
la data de 13 august 1999, a fost apreciat la circa 80 mm! Pentru vara anului 2002 poate fi
menţionată grindina din luna iulie căzută în zona Panciu-Haret-Mărăşeşti (judeţul Vrancea),
care a produs imense pagube materiale (au fost distruse culturi de viţă de vie, solarii, geamuri
ale locuinţelor etc.).
Efectele negative asociate grindinii, respectiv riscul pe care îl presupune acest
fenomen, sunt condiţionate de mai mulţi factori, cele mai mari pagube apărând în următoarele
situaţii (Bogdan, Niculescu, 1999): când se produce în plin ciclu vegetal al diferitelor culturi;
când este însoţită de vânturi tari; când diametrul greloanelor depăşeşte 10 mm; când durata
fenomenului este mai mare de 15 minute; când, în urma căderii grindinii, se formează un strat
de gheaţă relativ gros, care se poate menţine până la câteva zile, afectând grav culturile şi în
85
acest mod; când fenomenul se produce după perioade lungi deficitare pluviometric, fapt care
favorizează eroziunea solului uscat, mai ales dacă terenul este situat în pantă.
Vulnerabilitatea unui teritoriu faţă de grindină este condiţionată de frecvenţa
fenomenului, ce poate fi redată prin numărul mediu (n) şi numărul maxim anual (N) de cazuri
de grindină, la care se adaugă intensitatea precipitaţiilor în sezonul cald. Din acest punct de
vedere, în România, teritoriile cu vulnerabilitate mare (n între 2-6 zile/an, N între 5-10 zile/an)
sunt cele din partea central-sudică a ţării - Câmpia Română, Podişul Getic, Subcarpaţii Getici
şi Subcarpaţii Curburii, caracterizate prin interferenţa circulaţiilor estice şi vestice, respectiv
printr-o puternică dezvoltare a norilor convectivi. Vulnerabilitatea cea mai mică (n < l şi N>
4) revine zonelor cu influenţe continentale din E şi SE ţării (Câmpia Moldovei, Podişul
Dobrogei), celor cu influenţe pontice (litoralul, Delta Dunării), zonelor cu influenţe oceanice
din NV teritoriului (Câmpia Someşului, Câmpia Caşurilor) şi regiunilor afectate de procese
foehnale, cum este culoarul Turda-Alba Mia.
Dacă privim problema sub aspectul riscului faţă de grindină, trebuie să avem în vedere
şi valoarea pagubelor produse de acest fenomen. În acest context, cel mai mare risc aparţine
zonelor unde modul de utilizare a terenurilor este preponderent axat pe culturi legumicole şi
plantaţii pomi-viticole. Prin urmare, cele mai mari riscuri se vor întâlni în zonele legumicole
din jurul marilor oraşe de câmpie (Bucureşti, Craiova, Timişoara, Arad, Constanţa, Iaşi,
Galaţi), respectiv în bazinele pomicole şi zonele viticole, în primul rând cele din Subcarpatii
Getici şi Subcarpatii de Curbură. Cu alte cuvinte, se pot înregistra pagube foarte mari şi în
zonele cu grad mai redus de vulnerabilitate la căderile de grindină (Bogdan, Niculescu, 1999).
Există preocupări susţinute de combatere a efectelor negative ale grindinii, acest lucru
putându-se realiza pe mai multe căi. Una dintre acestea este de mai lungă durată, ea
presupunând o cunoaştere cât mai completă a fenomenului din punct de vedere climatologic:
număr mediu şi maxim anual şi lunar de zile cu grindină, intervalul diurn/nocturn favorabil
producerii grindinii, durata medie şi maximă a grindinii, dimensiunile bobului de grindină.
11.5. Anticiclonii
Anticiclonii sunt formaţiuni ale câmpului baric în cadrul cărora presiunea scade de la
centru spre periferie. Acest tip de formaţiune barică reprezintă locul din care circulaţia
atmosferică porneşte spre locuirle cu presiune mai redusă, reprezentând sursa diferitelor
categorii de mase de aer. Presiunea în centrul anticiclonilor variază între 1020 – 1030 mb,
putând atinge în condiţii deosebite 1080 mb (ex. Anticiclonul Siberian). Suprafaţa ocupată de
86
87
de ceasornic în
emisfer
-
r
awaii, Pacificului de Sud etc.);
- tici şi antarctici formaţi desupra spaţiilor continentale
mase de aer foarte reci;
anticicloni poate atinge milioane de km². Mişcările aerului indică direcţii opuse celor din
ciclonii extratropicali: descendente în centru în plan vertical şi în sensul acelor
a nordică la suprafaţa solului în plan orizonal.
Miscarea aerului in anticiclon (emisfera nordica)
(sursa: http://www.uwsp.edu/geo/faculty)
Starea vremii în anticiclon este dominată de cer senin, cu temperaturi scăzute iarna şi
ridicate vara ca urmare a mişcărilor descendente care provoacă încălzirea adiabatică a aerului
şi apariţia inversiunilor termice. Frecvente iarna sunt ceţurile de radiaţie.
Anticiclonii pot fi încadraţi în mai multe categorii:
anticicloni de invazie care încheie o familie de cicloni şi determină răcirea vremii;
- anticicloni termici continentali de iarnă stabilizaţi în zona temperată şi subpolară sub
influenţa răcirii puternice a unor vaste suprafeţe continentale (ex. A. Siberian,
Canadian);
- ici subtropicali dezvoltaţi la 30-40 ° latitudine deasupra suprafeţeloanticicloni dinam
oceanice (A. Azorelor, H
anticicloni termici arc
(Antarctica, Groenlanda) cu
- România poate intra sub incidenţa tuturor categoriilor de anticicloni (mai puţin cel
antarctic) fiind afectată îndeosebi de dorsala Anticiclonului Azorelor.
Partea a II-a. Climatologia
Cap.1. Climatologia şi ramurile acesteia
limatologia se ocupă cu studiul genezei climatelor având la bază factorii
climatogenetici, frecvenţa şi succesiunea evenimentelor meteorologice, precum şi cu
clasificarea, caracterizarea şi analiza spaţio-temporală a climatelor şi influenţa acestora asupra
vieţuitoarelor şi a omului.
imilar altor discipline, climatologia se axează pe două direcţii, respectiv climatologia
general şi climatologia aplicată.
e-a lungul timpului, dezvoltarea climatologiei generale a dus la o crestere a
diversităţii şi complexităţii problematicii abordate şi la conturarea unor direcţi specifice, care
s-au constituit în ramuri c
- climatologia bilanţ diativ-calorice la suprafaţa
terestră şi în atmosferă;
atologia dinamică (sinoptică) studiază rolul proceselor circulaţiei generale a
atmosferei în geneza clim
rilor aplicative;
i repartiţia lor spatială;
iilor
eţei active generate de anumite trăsături particulare ale unor mici entităţi
ic, preistoric si istoric;
atologie forestieră, a
C
S
ă
D
u object distinct de studiu:
ului caloric studiază schimburile ra
- clim
atelor;
- climatologia teoretică studiază legităţile generale care fundamentează climatologia
generală şi ramurile sale, constituind un sprijin şi pentru dezvoltarea ramu
- climatologia regională descrie climatele, geneza ş
- topoclimatologia studiază particularităţile locale ale climei sub influenţa condiţ
fizico-geografice locale (ex. topoclimatul spaţiilor forestiere, a câmpurilor cultivate etc.);
- microclimatologia se ocupă cu studiul particularităţilor climatice din imediata
vecinătate a supraf
cvasiomogene (ex. microclimatul faţadelor sudice ale clădirilor, de peşteră etc.);
- paleoclimatologia cercetează climatele trecutului geolog
- climatologia prognostică – estimarea evoluţiei condiţiilor climatice din viitor.
Pe de altă parte, climatologia aplicată (agroclimatologia, clim
transporturilor, bioclimatologia, climatologia medicală etc.) studiază influenţa directă şi
indirectă a condiţiilor climatice asupra vieţii şi activităţii omului.
88
Ilustrare schematică a micro-, topo- şi a macro-fenomenelor climatice deasupra unei regiuni specifice
(Yoshino, 1975 citat de O
liver, 2005)
89
Cap.2. Factorii genetici ai climei
Factorii climatogenetici sunt reprezentaţi de radiaţia solară, circulaţia maselor de aer şi
de particularităţile suprafeţei active.
2.1. Factorii radiativi
Cunoaşterea repartiţiei geografice a valorilor radiaţiei globale şi ale bilanţului radiativ
oferă posibilitatea evaluării exacte a potenţialului caloric la nivel zonal şi regional. Pe de altă
parte factorii radiativi generează o anumită periodicitate a elementelor climatice.
Radiaţia solară reprezintă principalul factor climatogenetic deoarece constituie sursa
de energie primară a fenomenelor şi proceselor care au loc în atmosferă şi care determină
climatul.
Din punct de vedere clim ă radiaţia totală
influen ă de variaţia înălţimii Soarelui deasupra orizontului, care depinde la rândul ei de
latitudine, anotimp şi durata zilei. La aceşti factori se adaugă transparenţa aerului.
În zona ecuatorială cu condiţii foarte favorabile de incidenţă a razelor solare, valorile
anuale ale radiaţiei totale nu ating maximele globale ca urmare a nebulozităţii ridicate din
tim l zilei care reduce transparenţa aerului (120-160 kcal/cmp.an). În schimb în regiunile
tropicale şi subtropicale cu nebulozitate redusă se ating cele mai ridicate valori (200-220
kcal/cmp.an). În zona temperată valorile sunt medii, variind între 80-140 kcal/cmp.an, în timp
ce în regiunile arctică şi antarctică valorile scad la 60-70 kcal/cmp.an. Cele mai coborâte
valori de pe Terra se ating în apropierea I-lelor Aleutine. În Antarctica în schimb se ajunge la
valori neobişnuit de mari ca urmare a transparenţei ridicate a maselor de aer (100
kcal/cmp.an).
Bilanţul radiativ-caloric reprezintă diferenţa dintre energia radiantă primită şi cea
cedată sau reflectată de suprafaţa terestră. Valorile acestui parametru variază la nivel global
tre 140 kcal/cmp.an în spaţiile oceanice tropicale cu valori mai reduse ale radiaţiei reflectate
i efective şi -7-8 kcal/cmp.an în interiorul Antarcticii (Sorocovschi, 2009).
atic un interes mai mare îl reprezint
ţat
pu
în
ş
90
.2. Factorii dinamici
iaţi circulaţia generală a atmosferei, circulaţia regională
de tip m sonic, vânturile locale şi curenţii oceanici.
.2.1. Circulaţia generală a atmosferei (vezi secţiunea 9.4.)
turi se încadrează între 5-8 m/s. În emisfera nordică acţionează dinspre anticiclonii
subtrop
rilor şi
semide
nt vestică în cea sudică acolo unde formează un brâu continuu planetar, iar ca
urmare
icate la tărm (ex.
Vestul Scandinaviei). Pe de altă parte, aceste vânturi au caracter de moderator termic, iernile
din reg nile afectate fiind mai blânde iar verile mai răcoroase.
e versanţii opuşi circulaţiei vestice îndeosebi în cazul lanţurilor montane înalte
dispuse perpendicular pe direcţia de migrare iar naştere vânturi cu caracter cald şi uscat de
tipul foehnului.
2
Acestei categorii îi sunt asoc
u
2
2.2.2. Rolul climatic al vânturilor permanente
Dintre vânturile circulaţie generale, alizeele afectează cea mai mare suprafaţă
dezvoltându-se de o parte şi alta a Ecuatoului până la 2000 m alitudine. Viteza medie a
acestor vân
icali spre zona de minimă presiune ecuatorială pe o componentă NE-SV iar în
emisfera sudică dinspre SE spre NV.
În mod normal alizeelor le sunt asociate peisaje specifice deşertu
şerturilor. În puţine situaţii alizeele pot adduce şi precipitaţii în cantităţi mai mari în
condiţiile în care au un traseu mai îndelungat deasupra oceanelor calde şi întâlnesc în calea lor
obstacole de natură orografică care trebuie escaladate (ex. sud-estul Braziliei).
În condiţiile în care minima de presiune ecuatorială suferă migrări sezoniere de-o parte
şi de alta a Ecuatorului, alizeele pot traversa paralela de 0° şi să se transforme în musoni
ecuatoriali cărora le sunt asociate cantităţi mult mai mari de precipitaţii.
Vânturile de vest caracteristice zonei temperate se dezvoltă între 30-40° şi 60-65 ° în
ambele emisfere. Acestea acţionează pe o componentă vest-sud vest în emisfera nordică şi
una predomina
a frecării mai reduse cu spaţiul oceanic şi a presiunii mai reduse din minimele
subpolare vitezele sunt mai ridicate.
Influenţa climatică a acestor vânturi se transpune în valori ridicate ale cantităţilor de
precipitaţii cu deosebire în vestul continentelor care prezintă altitudini rid
iu
P
91
2.2.3. Circulaţia musonică
rafeţe continentale din emisfera nordică
(mai ales Asia), suferă o încălzire puternică favorizând dezvoltarea unei arii foarte extinse de
presiun aer mai rece şi dens de
deasupra oceanelor (musonul de vară, oceanic şi umed), uneori chiar a alizeelor din emisfera
sudică. l de iarnă, continental şi uscat).
rincipalele regiuni afectate de musoni sunt Asia sudică şi sud-estică, vestul Africii
ecuator
Harta generalizată a curenţilor oceanici de suprafaţă (Oliver, 2005)
Musonii sunt vânturi cu caracter sezonier care îşi schimbă direcţia de la iarnă la vară
cu aproape 180 ° (Pop, 1988). Vara, masivele sup
e atmosferică coborâtă care determină atragerea maselor de
Iarna musonul acţionează în sens invers (musonu
P
iale şi subecuatoriale şi nord-estul Australiei acolo unde influenţa climatică este
exprimată cel mai clar în valorile deosebit de ridicate ale precipitaţiilor.
2.2.4. Rolul climatic al curenţilor oceanici
Un alt factor climato-genetic important este reprezentat de curenţii oceanici. Cel mai
important rol îl au curenţii cu desfăşurare de-a lungul meridianelor care contribuie la
redistribuirea energiei calorice pe latitudine.
Din punct de vedere termic se distring:
- curenţi oceanici calzi – transportă cantităţi enorme de apă caldă dinspre latitudini
inferioare spre latitudini mai mari, determinând temperaturi medii anuale mai ridicate decât
cele specifice latitudinii respective (ex. Curentul Golfului - ,,Gulf Stream’’);
- curenţi oceanici reci (ex. curenţii Kuro-Şivo, Benguelei, Peru).
92
ină creşterea temperaturii aerului în atmosfera inferioară
rezultând o stratificare termică instabilă favorabilă apariţiei precipitaţiilor. Temperatura
aerului
uarie la
Curenţii reci favorizează scăderea temperaturii aerului în stratul inferior al atmosferei
conducând la apariţia inversiunilor de temperatură care împiedică dezvoltarea convecţiei
rezultând, în consecinţă, condiţii nefavorabile condensării şi formării precipitaţiilor. În
regiunile intertropicale zonele de tărm afectate de curenţi reci (vestul continentelor: Peninsula
California, Deşertul Namib, Deşertul Atacama, vestul Deşertului Sahara, vestul Australiei) au
specific peisajul deşertic cu o frecvenţă ridicată a ceţurilor (,,deşerturile umede’’). La
latitudini temperate curenţii reci fac ca temperaturile să fie nefireşti de scăzute la anumite
latitudini (ex. Peninsula Labrador).
Curenţi oceanici calzi determ
atinge valori nespecific de mari la anumite latitudini ca urmare a acţiunii acestora.
Astfel în nord-vestul Pen. Scandinaviei, iarna se menţin temperaturi apropiate de 0°C chiar şi
dincolo de cercul polar. Astfel, temperatura medie din anotimpul de iarnă este mai ridicate
chiar decât la Bucureşti, oraş situate la o latitudine net inferioară.
Influenţa curenţilor oceanici asupra distribuţiei temperaturii medii a lunii ian
nivelul Oceanului Atlantic de Nord (Oliver, 2005)
93
2.3. Suprafaţa activă ca factor climatic
ucturile antropice.
2.3.1. Influenţa repartiţiei uscat-apă asupra climei
Ca urmare a proprietăţilor calorice diferite, uscatul şi apa se comportă diferit ca
suprafeţe active. Astfel, apa având o căldură specifică mai mare se încălzeşte şi se răceşte mai
lent comparativ cu uscatul, având în consecinţă rol de moderator termic pentru regiunile
învecinate.
2.3.2. Relieful şi particularităţile sale
Dintre toate formele de relief cea mai mare influenţă o exercită munţii care determină
etajarea climei pe verticală, rolul determinant avându-l scăderea temperaturii odată cu
creşterea altitudinii. Altitudinea este, de altfel, cel mai important parametru climatogenetic
asociat reliefului. Tot altitudinea determină creşterea cantităţii de precipitaţii înspre spaţiile cu
înălţimi m upă care
precipitaţiile scad), a vite chide şi cele solide.
Expoziţia versanţilor are mai mult rol climatic local. Versanţii cu expunere sudică de
la latitu
nversiunile de temperatură, amplitudinea termică anuală
este ma ridicată iar calmul atmosferic este present în multe zile din an.
Suprafaţa activă are particularităţi diferite în funcţie de omogenitatea sau
neomogenitatea structurilor care o alcătuiesc. Acestea se manifestă diferit în capacitatea de
reţinere şi cedare a energiei solare. În aceste condiţii zonalitatea indusă de factorii radiativi
este puternic perturbată de repartiţia uscatului şi a apei, caracteristicile reliefului, vegetaţie,
stratul de zăpadă şi gheaţă şi nu în ultimul rand de activităţile şi str
ai mari (doar până la o anumită altitudine numită ,,optim pluviometric’’ d
zei vântului şi raportul dintre precipitaţiile li
dini mai mari din emisfera nordică primesc o cantitate de căldură mai ridicată decât
cei cu expunere nordică. Pe de altă parte versanţii expuşi circulaţiei dominante sunt mai umezi
decât cei opuşi pe care iau naştere procese foehnale. Situaţia este bine reliefată în Munţii
Apuseni acolo unde, pe versantul vestic cantitatea medie anuală a precipitaţiilor este aproape
dublă comparativ cu cea de pe versantul estic.
Topografia reliefului exprimată prin forme pozitive sau negative influenţează de
asemenea regimul principalilor parametri climatici. În culoarele de vale şi depresiunile
intramontane sunt frecvente iarna i
i
94
2.3.3. Vegetaţia
Dintre formele de vegetaţie cea mai mare influenţa asupra climei o are pădurea care
determină individualizarea de microclimate şi chiar topoclimate specifice în cazul unor întinse
areale forestiere. În spaţiile împădurite amplitudinile termice diurne şi anuale sunt mai reduse,
umezeala relativă este mai ridicată în prezenţă unor valori mai ridicate ale evapotranspiraţiei,
iar cantităţile de precipitaţii sunt uşor mai ridicate comparativ cu spaţiile învecinate (mai puţin
cele acvatice). După unele cercetări însă, cantităţile de precipitaţii mai mari din pădure sunt
puse pe u, în condiţiile în care, în situaţii
de calm icular în recipientul pluviometrului.
doul mai ridicat (valorile radiaţiei reflectate sunt mai mari) şi unghiul mai mic de
inciden a razelor solare la latitudini superioare acolo unde gheaţa este prezentă din
abunde i reci de pe Terra. Astfel de mase de aer rece
(arctic, antarctic) ca urmare a densităţii ridicate se deplasează spre latitudini inferiare
generân
şi a
desţele
creşterii efectului de seră ca urmare a emisiei
sporite
seama unei mai bune colectări a apei în pluviometr
atmosferic apa cade perpend
2.3.4. Stratul de zăpadă şi gheaţă
Albe
ţă
nţă fac ca aceste regiuni să fie cele ma
d valuri de frig.
2.4. Activităţile şi structurile antropice
Extinderea arealelor urbane în general şi a ariile metropolitane în particular, la care se
adaugă modificarea suprafeţelor deţinute de păduri şi păşuni în urma defrişarilor
nirilor, transformarea unor zone umede în terenuri arabile, construirea de mari
acumulări de apă etc. sunt activităţi care pe parcursul ultimelor două secole au luat o amploare
deosebită şi au condos la modificare caracteristicilor climatice din anumite regiuni, efectul
cumulat transmitându-se chiar la nivelul Geosistemului.
La ora actuală cea mai spinoasă problemă este asociată fenomenului de încălzire
globală, care este pus de cercetători pe seama
de gaze cu efect de seră (CO2, CH4 ).
O altă problemă asociată activităţilor antropice (emisiilor de CFC-
clorofluorocarburi/freoni) este legată de subţierea stratului de ozon (O3) până la dispariţie
chiar în regiunea antarctică în anumite perioade ale anului
95
Cap 3. Zonele şi tipurile majore de climă ale globului
diului geografic,
.
factorii climato-
ato-genetici (factorul radiativ, circulaţia generală a
osferei, diverşi factori fizico-geografici) pot fi individualizate la nivel zonal şi regional
mai mu se în rândurile de mai jos
cele ma te.
climă (http://www.mapsofworld.com/world-maps/image/climate-world.jpg)
e
cu deosebire la nivelul vegetaţiei (clasificările lui L.S.Berg, H.I.Budîco, W
clasificări genetice – individualizarea climatelor are la bază
Clasificarea climatelor reprezintă un obiectiv important al climatologiei. Principalele
probleme asociate se referă la criteriile luate în considerare pentru clasificare şi la rezoluţia
spaţială la care se lucrează.
Se pot separa două categorii de clasificări:
- clasificări fizionomice – se bazează pe valorile unor elemente şi indicatori
climatici (temperatură, precipitaţii, evapotranspiraţie, bilanţ radiativ, indice de
ariditate etc.) şi pe influenţa acestor parametrii la nivelul m
Köppen, Thornthwaite);
-
genetici, cu referire specială la circulaţia generală a atmosferei şi la
deplasările sezoniere ale maselor de aer, repartiţia apei şi a uscatului şi
trăsăturile reliefului (ex. altitudine ) (clasificarea lui B.P.Alisov, Strahler,
Flohn).
În funcţie de factorii clim
atm
lte tipuri şi subtipuri de climă. Dintre acestea vor fi descri
i importan
Principalele tipuri şi subtipuri de
96
3.1. Cl
.1.1. Climatul ecuatorial
depǎşi izolat 8000-9000 mm/an (ex. Columbia, Camerun)!;
imatele zonei calde
3
- localizare: între latitudinile de 10 º N şi S (cu deosebire în spaţiul aferent bazinelor
hidrografice Amazon, Congo, Golful Guineei, Arhipelagul Indonezian şi Filipinez);
- nu se caracterizează printr-o anumită sezonalitate a parametrilor meteorologici,
lipsind ptului că Soarele este întotdeauna aproape
(1ºC pe oceane
radiaţie
echinoc ii (min. ian şi iul.); temperatura scade rareori sub 18
maxime
perioade secet
în consecinţă anotimpurile, ca urmare a fa
de Zenit la amiază;
- temperaturi medii anuale ridicate (26-27 ºC) cu amplitudini termice anuale reduse
şi litoral şi până la 5 ºC pe uscat) ca urmare a valorilor relativ constante ale
i solare; în profil anual se evidenţiazǎ două maxime şi două minime slab schiţate după
ţii (max – apr, oct.) şi după solstiţ
ºC;
- precipitaţii bogate (peste 2000 mm/an) de tip convectiv, aproape zilnice, cu douǎ
slab evidenţiate după echinocţii şi douǎ minime după solstiţii; nu se evidenţiază
oase; precipitaţiile sunt mult mai ridicate în apropierea zonelor de coastǎ putând
- nebulozitatea şi umiditeatea atmosfericǎ sunt ridicate;
- lipsesc vânturile cu caracter permanent, mişcǎrile organizate fiind prezente doar pe
verticalǎ (,,calme atmosferice’’).
Climat ecuatorial (Iquitos, Peru 4° S , Elevation: 104 m)
97
3.1.2. Climatul subecuatorial
în ambele emisfere (Africa Subsahariană, India, Pen.
doch
emisferei
respect
edii local mai ridicate comparativ cu zona ecuatorială (22-28 ºC);
Climat subecuatorial (Cuiaba, Brazil 13.5° S , Elevation: 165 m)
3.1.3. Climatul tropical-arid şi subarid (,deşertic’ şi ,semideşertic’)
- localizare: între 15-35 º în ambele emisfere incluzând deşerturile şi semideşerturile
tropicale: Sahara, Namib, Kalahari, Arabiei, Thar, Atacama, Sonora, Australia de vest şi
centrală etc.;
- climat cald (25-30 °C) cu regim de insolaţie foarte ridicat (până la 3500-4000 ore/an)
ca urmare a nebulozităţii reduse; amplitudinile termice diurne sunt foarte ridicate;
- localizare: între 5-12 º
In ina şi Brazilia);
- determinată de circulaţia atmosferică sezonieră a calmelor ecuatoriale (vara
ive) şi a alizeelor (iarna);
- prezenţa a două sezoane: unul ploios (vara) iar acelălalt secetos (iarna);
- temperaturi m
- precipitaţii bogate de tip convectiv în perioada de vară (perioada maximă de insolaţie
din preajma solstiţiului de vară al fiecărei emisfere);
- perioada secetoasă corespunzătoare alizeului corespunzătoare sezonului de iarnă este
cu atât mai lungă cu cât ne apropiem de tropice.
98
- precipitaţii medii anuale scăzute cantitativ (5-50 mm în deşerturi şi 50-150 mm în
emide
ersiunilor termice din alizee (cvasilipsa curenţilor ascendenţi) iar pe
alocuri
recipitaţiile aproape numai sub formă lichidă cad îndeosebi
sub for
atorate unor vânturi specifice (Simun,
Sirocco
Climat tropical uscat (Berbera, Somalia 10.5° N , Elevation: 8 m)
3.1.4. Climatul tropical-umed (,musonic’)
- localizare regional;
- se datorează circulaţiei sezoniere a maselor de aer apărută ca urmare a diferenţei
termo-b
ţii foarte abundente în timpul sezonului de vară atunci când musonul de vară
aduce
s şerturi), rare şi foarte neregulate ca urmare a regimului predominant anticiclonic de
origine dinamică, a inv
(în vestul continentelor) ca urmare a presiunii ridicate de origine termică în condiţiile
acţiunii curenţilor oceanici reci; p
mă de aversă;
- include regiunea cu precipitaţii minime absolute (Deşertul Atacama – 3-20 mm);
- în regiunile din vecinătatea curenţilor reci este frecvent fenomenul de ceaţă;
- sunt frecvente furtunile de nisip şi praf d
).
: cu deosebire în Pen. India şi Indochina având un caracter
arice mari dintre continentele supraâncăzite (în special Asia) şi oceane;
- temperaturi ridicate (20-25 °C) cu diferenţe de temperatură destul de mici de la iarnă
la vară (5-7 °C);
- precipita
mase de aer încărcate cu o mare cantitate de vapori dinspre spaţiile oceanice cu
presiune mai mare ;
99
- iarna apare o perioadă secetoasă ca urmare a inversării direcţiei de acţiune a
musonului (dinspre continent spre ocean);
- include regiunea cu precipitaţii maxime absolute (NE Indiei – circa 10000-12000
mm).
Climat musonic (Mangalore, India 13° N , Elevation: 22 m)
3.2. Climatele zonei temperate
3.2.1. Climatul subtropical
a. Climatul subtropical uscat (mediteranean)
- localizare: imediat la nord de tropicul Racului şi la sud de tropicul Capricornului
paţiile riv udul Africii de Sud, sud-vestul
ustraliei etc);
mase
de aer u
inând căderea
unor ca
turile medii anuale sunt de aproximativ 15-18°C iar precipitaţiile se
încadre
(s erane Mării Mediterane, California, Chile, s
A
- vară secetoasă sub influenţa anticiclonilor subtropicali cărora le sunt specifice
scat; sunt frecvente incendiile de pădure;
- iarna regiunile sunt afectate de ciclonii latitudinilor mijlocii determ
ntităţi destul de mari de precipitaţii, mai rar sub formă solidă;
- tempera
ază între 400-800 mm, având deseori caracter torenţial;
100
Climat subtropical/mediteranean (Rome, Italy 42° N , Elevation: 13
b. Climatul subtropical umed (musonic)
- localizare: î
aponiei, Florida, nord-estul Argentinei, estul Australiei;
mm) cu precipitaţii îndeosebi vara ca urm
ţiuni
1 m)
are a
rul tip de climă care alături de climatul temperat-continental au câte patru
anotimpuri;
peraturi usor pozitive iar verile răcoroase
indicând în consecin
ă;
- iarna precipitaţiile sunt uşor mai bogate ca urmare a intensificării activităţii ciclonice.
n estul continentelor între 25-35 ° latitudine: sud-estul Chinei, sudul
J
- climat cald şi umed (1000-1500
ac i musonului dinspre ocean;
3.2.2. Climatul temperat-oceanic
- localizare: în spaţiile insulare şi în vestul continentelor între 40-60º lat. N şi S
(Europa, SUA, Noua Zeelandă);
- este singu
- sub raport termic iernile sunt blânde cu tem
ţă amplitudini termice reduse pentru latitudinea la care se dezvoltă;
temperatura medie anuală este de circa 10-15 °C;
- precipitaţii bogate (800-1500 mm) sub influenţa vânturilor de vest cu caracter
permanent şi a activităţii ciclonice intense; ninsorile sunt destul de rare în acest tip de clim
101
Climat temperat-oceanic (London, England 51.5° N , Elevation: 5 m)
3.2.3. Climatul temperat-continental
- localizare: în interiorul continentelor (Eurasia, America de Nord, sudul Americii de
Sud) la
cu diferenţe termice mari între iarnă
şi vară lipsa
, vara uscatul se încălzeşte foarte puternic în timp ce iarna
mperaturile scad sub limita de îngheţ permiţând dezvoltarea unor puternici centrii
icl ian);
tă un maxim în anotimpul estival ca urmare a
intensif
a sunt frecvente viscolele generate de vânturi locale sau regionale (crivăţ,
blizzar
latitudini temperate;
- temperaturile medii se încadrează între 6-12 °C,
, amplitudinile anuale crescând progresiv odată cu îndepărtarea de oceane; în
influenţei moderatoare a oceanului
te
antic onici (Anticiclonul Siberian, Canad
- precipitaţii medii anuale tot mai reduse odată cu îndepărtarea de spaţiile litorale
(între 300-600 mm); precipitaţiile prezin
icării convecţiei termice deasupra uscatului;
- iarn
d etc.).
102
Clima 8 m)
ie putându-se individualiza un
ic la cel continental specific şi unei
t climat are la origine
Climat temperat-arid (Lovelock, Nevada, USA 40° N , Elevation: 1211 m)
t temperat – continental (Omaha, Nebraska, USA 41° N , Elevation: 29
Între cele două tipuri există mai multe areale de tranziţ
ubtip erat ocean
bune p
climat temperat continental arid. Aces
penuria
s care face trecerea de la climatul temp
ărţi din România. În centrul Asiei (ex. Deşerturile Gobi, Kara Kum etc.) se
individualizează subtipul de
de precipitaţii apărută ca urmare a depărtării de sursele generatoare de precipitaţii :
vânturile de vest şi musonul de vară din sud care este blocat în înaintarea s-a spre nord de
Munţii Himalaya. Pe de altă parte în anumite locaţii aflate în sudul Siberiei şi al Canadei se
dezvoltă o variantă mai rece a climatului temperat continental cu ierni deosebit de friguroase.
103
Climat subpolar (Barrow, Alaska, USA 72° N , Elevation: 9 m)
Climat-temperat continental rece (Winnipeg, Canada 50° N , Elevation: 240 m)
3. 3. Climatele zonei reci
3.3.1. Clima subpolară
- localizare: aproximativ între 50 şi 70 º Latitudine (nordul şi nord-estul Canadei,
nordul Eurasiei, sudul extrem al Americii de Sud);
- regiuni afectate de mase de aer rece polar şi arctic/antarctic;
104
- temperaturile medii anuale sunt uşor negative prezentând amplitudini medii lunare
ridicate;
- temperaturile minime absolute pot scădea în emisfera nordică, în Siberia pană la
valori de -60 - -70ºC (minima absolută din emisfera nordică -71.1ºC în 1964 la Oimiakon,
Rusia);
- vară răcoroasă şi scurtă cu temperatura medie a lunii celei mai calde de sub -10ºC;
- precipitaţii relativ scăzute cantitativ predominant sub formă solidă.
3.3.2. Clima polară
- localizare: Antarctica, Groenlanda şi o serie de insule şi arhipelaguri din Oceanul
Arctic;
- pre
râ până la -80 - -90ºC în
ice anuale foarte
edia este de -
lul Nord, ca urmare a
(ex. la staţia Vostok,
nd valorile indicelui de
Climat polar (Eismitte, Greenland 71° N , Elevation: 2953 m)
zenţa ariilor de maximă presiune de origine termică;
- temperaturi foarte scăzute cu minime absolute care pot cobo
ntarctica (minima absolută globală -89 ºC, staţia Vostok); amplitudini term
dicate (ex. la staţia Vostok, Antarctica, 35 ºC în condiţiile în care în ianuarie m
32ºC ia lul Sud este mai frig comparativ cu po
predom
e
4,5 mm ;
vânturi foarte puternice care depăşesc uneori 150 km/h, scăzâ
răcire la mai puţin de -100 °C;
A
ri
r în iulie de -67 ºC); la po
inării uscatului şi a altitudinilor medii foarte ridicate determinate de grosimea mare a
gheţii;
- precipitaţii foarte reduse aproape numai sub formă de ninsoar
)
-
105
BIBLIOGRAFIE
Farcas, I. (1990), Structura si dinamica atmosferei, Universitatea „Babes-Boly
Cluj-Napoca
C
ai”,
iulache, S.,(2004), Meteorologie şi Climatologie, Editura Universitară Bucureşti
th
Science
Introducere în meteorologie şi climatologie, ESE, Bucureşti
Atmospheric Processes and Systems, Routledge, New York,
Meteorologie şi climatologie, Ed. Casa Cărţii de Stiinţă,
Cluj-Napoca, 256 p.
, Editura RAO
http://www.pta.edu.pl/orion/apodmain/apod/image/0603/aurora_andreassen_big.jpg
http://www.latrobe.edu.au/spacescience/swunit/images/sunearth.jpg
http://www.uoguelph.ca
http://www.fas.org
http://www.tapintoquality.com
Physical Geography.net
http://apollo.lsc.vsc.edu
http://www.grc.k12.nf.ca/climatecanada/images/front_rain.gif
http://www.kennislink.nl/upload/147072_962_1140617772920-Wegener-Bergeron-
Findeisen_proces01.jpg
http://www.srh.noaa.gov/ohx/educate/collision_coales.gif
http://www.climate-charts.com/images/world-rainfall-map.png
(http://earth.
Oliver, E.J., (2005), Encyclopedia of World Climatology, Encyclopedia of Ear
s Series, Springer, 854 p.
Pop, Gh.,(1988),
Thompson, D.R., (2002), 194 p
Sorocovschi, V., (2009),
(2003), Terra - Enciclopedia completă a planetei noastre
ocw.mit.edu/OcwWeb/web/courses/courses/index.htm#EarthAtmosphericandPlanetary
Sciences
http://www.shodor.org/metweb
http://burro.cwru.edu/Academics/Astr201/Atmosphere/structure.jpg
http://www.sflorg.com
http://eosweb.larc.nasa.gov
http://staffwww.fullcoll.edu
http://mynasadata.larc.nasa.gov
usc.edu/~stott/Catalina/WeatherPatterns.html
106
107
http://schools-wikipedia.org/200
http://www.uwsp.edu/geo/faculty
ww.eoearth.org/article/Mid-latitude_cyclone
m/activities/wwatch/tornadoes/
http://www.mapsofworld.com/world-maps/image/climate-world.jpg
6/wp/c/Cyclone.htm
http://earth.usc.edu/~stott/Catalina/WeatherPatterns.html
http://w
http://www.eoearth.org/image/Midlatitude_cyclone_paths.gif
www.wikipedia
http://teacher.scholastic.co
http://www.nesec.org/hazards/tornadoes.cfm
http://www.uwsp.edu/geo/faculty
