AGROMETEOROLOGIE

CAPITOLUL 8AGROMETEOROLOGIA

8.1. Domeniul şi obiectivele agrometeorologiei

Este cunoscut faptul că producţia agricolă este direct legată de succesiunea de stări ale atmosferei. Factorii climatici intervin fie direct asupra creşterii şi dezvoltării vegetaţiei şi animalelor, fie indirect, prin acţiunea lor asupra nocivităţii sau diseminării dăunătorilor şi bolilor, precum şi asupra stării solului. Practic, în fiecare etapă a gestionării unei exploataţii agricole, fie că este vorba de planificare pe termen lung, decizii pe termen mediu sau scurt, informaţiile meteorologice şi climatologice sunt absolut necesare pentru că ele constituie un mijloc de ameliorare a productivităţii agricole.

Agrometeorologia este cunoscută ca ansamblul de mijloace ştiinţifice şi tehnice care, pe baza prelucrării datelor meteorologice şi a celor agronomice, oferă celor ce lucrează în agricultură elemente utile pentru o bună gestionare a exploataţiilor agricole, precum şi bazele necesare dezvoltării şi planificării mediului rural (INRA - Meteo France, 1990).

In fapt termenul cuprinde două noţiuni complementare, şi anume agrometeorologia şi agroclimatologia:

- agrometeorologia are drept obiectiv exploatarea datelor în timp real, pentru ca, plecând de la analize mai mult sau mai puţin complexe, să se obţină informaţii directe asupra stării mediului şi vegetaţiei, informaţii care să permită optimizarea deciziilor; ea constituie deci o sursă de informaţii variate, valabile pe termen scurt, deosebit de utile în activitatea de gestionare a unei exploataţii agricole;

- agroclimatologia care, spre deosebire de agrometeorologie, se bazează pe analiza fişierelor cu date climatice existente; aceasta permite o mai bună apreciere a potenţialelor de producţie ale unui mediu în raport cu o cultură sau un sistem de cultură dat.

Agrometeorologia urmăreşte două obiective principale:1. precizarea efectelor factorilor climatici asupra materialului biologic, solului şi

tehnologiei de cultură aplicate;2. furnizarea informaţiilor care să permită celor implicaţi în activitatea agricolă

adoptarea şi ajustarea deciziilor pe termen scurt (1 - 5 zile), mediu (15 zile - 2 luni) şi lung (unul sau mai mulţi ani) pe baza: prognozelor agrometeorologice, zonării agroclimatice şi a studiilor de risc climatic.

La ora actuală există o multitudine de aplicaţii operaţionale care se încadrează în aceste obiective principale şi ele cunosc o lărgire continuă. In cele ce urmează amintim câteva dintre acestea, pe parcursul lucrării ele fiind tratate mai pe larg:

- cunoscând, de exemplu, cerinţele unei anumite culturi faţă de factorii climatici, este posibil să se identifice regiunile unde această cultură este rentabilă şi să se elimine acele zone unde probabilitatea de ani nefavorabili este mare;

- dacă, în plus, se introduce factorul sol, se pot realiza analize pedoclimatice care permit stabilirea potenţialului agropedoclimatic al unei regiuni;

- alegerea, pe cât posibil, a acelor varietăţi sau hibrizi adaptaţi unor anumite caracteristici climatice;

- punerea la punct a unor metode destinate reducerii pierderilor datorate accidentelor climatice;

95

- utilizarea prognozelor meteorologice şi a celor agrometeorologice în scopul luării de măsuri de apărare împotriva fenomenelor atmosferice severe (secetă, temperaturi extreme, vânturi puternice);

- stabilirea locului şi momentului apariţiei unor boli şi dăunători, apariţie favorizată de anumite condiţii climatice ce pot fi prevăzute de asemenea pe baza prognozelor meteorologice;

- elaborarea de modele pentru creşterea şi dezvoltarea culturilor agricole, pentru care factorii climatici constituie parametrii de intrare.

8.2. Sistemul sol – plantă - atmosferă

Agrometeorologia, atât în abordarea problemelor teoretice, de cercetare, cât şi a celor operaţionale, trebuie să ţină seama că planta, în mediul său natural, nu este izolată ci este o verigă a unui sistem complex, sistemul sol - plantă - atmosferă (SPA). El poate fi considerat alcătuit din trei subsisteme: sol, plantă şi, respectiv, atmosferă. În fiecare subsistem se desfăşoară procese fizice, chimice şi biologice. Procese fizice pot fi descrise în general cu ajutorul termodinamicii clasice sau al termodinamicii proceselor ireversibile; procesele chimice pot fi descrise cu ajutorul teoriei cinetice a reacţiilor chimice; procesele biologice însă, datorită diversităţii şi complexităţii lor, nu pot fi abordate cu ajutorul unei teorii unitare.

În SPA (numit şi continuu sol - plantă - atmosferă) se produc permanente transferuri de energie şi masă, transferuri care au loc la nivelul celor trei interfeţe ale sale: interfaţa sol - plantă (reprezentată de sistemul radicular), interfaţa plantă - atmosferă (reprezentată de sistemul foliar sau, mai exact, de stomate) şi interfaţa sol - atmosferă. Descrierea transferurilor necesită cunoaşterea proprietăţilor interfeţelor implicate.

8.3. Datele şi tehnicile utilizate în agrometeorologie

Agrometeorologia utilizează ca date de bază datele climatice furnizate de reţeaua meteorologică, datele rezultate în urma activităţii de prognoză meteorologică, date referitoare la sol, date topografice, hărţi ale ocupării terenurilor, precum şi orice altă categorie de date utile gestionării pământului.

Toate aceste date pot fi integrate spaţial cu ajutorul Sistemelor Informaţionale Geografice – SIG. Un SIG poate fi definite drept instrumentul care, folosind date de la diverse surse, are capacitatea să le asambleze, organizeze, gestioneze, analizeze şi să le combine în scopul de a elabora şi prezenta informaţii care au o localizare geografică precisă, contribuind în acest fel la gestionarea mediului.

Tehnicile utilizate în agrometeorologie sunt îndreptate în două direcţii principale:1. tehnici ce au drept scop studierea factorilor fizici de mediu, ceea ce presupune

atât mijloacele clasice utilizate în mod obişnuit în climatologie şi în monitoringul factorilor de mediu, cât şi cu mijloace moderne cum sunt centralele de achiziţie şi prelucrare a datelor (staţiile automate) sau senzorii de teledetecţie;

2. tehnici de observaţii şi măsurători asupra organismelor vii (plantele), specifice nivelului şi scopului investigării; amintim aplicarea metodelor spectroscopice, a celor cristalografice, utilizarea izotopilor radioactivi, a radiaţiilor Roentgen, realizarea de fotografii stereoscopice şi emisferice, digitizări, măsurătorile radiometrice, etc.

Agrometeorologia face apel din ce în ce mai mult la modelare. Funcţie de nivelul şi complexitatea studiilor, se utilizează modele generale ale circulaţiei atmosferei, modele meteorologice pentru stratul limită, modele hidrologice şi modele pentru funcţionarea culturilor.

96

Un mijloc de o deosebită actualitate, la care agrometeorologia face apel este teledetecţia. Informaţiile oferite de ea, ca de exemplu, reflectanţa în domeniul vizibil al spectrului electromagnetic, emisivitatea şi temperatura de suprafaţă în domeniul infraroşu termic, temperatura de strălucire şi coeficientul de retrodifuzie în domeniul hiperfrecvenţelor, sunt deosebit de utile. De la aceste informaţii se poate trece la mărimi care privesc direct cultura : talia plantelor, indicele foliar, conţinutul în apă, umiditatea solului, evapotranspiraţia. Avantajul principal oferit de teledetecţie este acela că datele pot fi culese simultan de pe arii întinse, permiţând în acest fel şi transferul de informaţie între diferitele scări spaţiale. Legat de aceste preocupări merită menţionat Proiectul MARS (Monitorig of Agriculture with Remote Sensing) iniţiat de Comunitatea Europeană în anul 1988, la care a participat şi ţara noastră. Principalele activităţi în cadrul acestui proiect vizează:

- estimarea suprafeţelor ocupate de diferite culturi într-o regiune sau într-o ţară;- supravegherea stării vegetaţiei şi obţinerea de indicatori ai producţiei (indici de

vegetaţie, temperaturi de suprafaţă, ş.a.);- estimarea cu anticipaţie a producţiilor pentru culturile importante;- crearea unui sistem avansat de informare pentru agricultură;- efectuarea de studii pe termen lung, etc.

8.4. Legătura agrometeorologiei cu alte discipline

Definirea locului şi rolului agrometeorologiei ca şi abordarea problematicii sale complexe nu sunt posibile decât apelând la o viziune analitică integratoare, care presupune pluridisciplinaritate. Astfel, agrometeorologia apelează la meteorologie, climatologie, fizică (pentru legile care guvernează fenomenele care se petrec în SPA ca şi pentru partea de instrumentaţie), la statistică (necesară în descrierea fenomenelor experimentale ca şi a relaţiilor dintre factorii implicaţi în funcţionarea sistemului), la ecologie, fiziologie şi genetică (pentru studiul organismelor vegetale sau animale), la pedologie şi hidrologie (pentru studiul solului). Ea apelează de asemenea la discipline de graniţă cum sunt biofizica şi bioclimatologia.

CAPITOLUL 9ATMOSFERA

9.1. Aerul atmosferic şi aerul din sol

Atmosfera este învelişul gazos care înconjoară Pământul. Se consideră că ea se întinde pe o grosime de aproximativ 2500 - 3000 km de la suprafaţa acestuia, practic însă neexistând o limită netă care să o separe de spaţiul interplanetar.

Modelele atmosferice acceptate indică faptul că circa 50% din masa totală a atmosferei se găseşte în primii 5 km de la suprafaţa solului, 75% în primii 10 km, în primii 20 km găsindu-se aproape toată masa atmosferei (95%). Această masă este estimată la circa 5,2 10 15 tone.

9.1.1. Compoziţia aerului atmosferic

Aerul este un amestec de gaze cărora li se adaugă vapori de apă, particule solide şi lichide aflate în suspensie în atmosferă. Până la înălţimea de aproximativ 20 km, principalele elemente componente ale aerului atmosferic pur şi uscat sunt prezentate în tabelul 9.1.

97

Tabelul 9.1Compoziţia aerului uscat

Gazul Cantitatea (%)azot 78.09oxigen 20.95argon 0.93dioxid de carbon 0.03neon 0.00182heliu 0.00052

kripton, hidrogen, xenon, ozon, radon, etc 0.00066

Tabelul ilustrează faptul că primele patru gaze (azot, oxigen, argon şi dioxid de carbon) alcătuiesc 98 - 99% din volumul total al aerului atmosferic. Observaţii recente arată că aceste gaze sunt amestecate în proporţii constante până la o altitudine de aproximativ 80 km.

In afara gazelor, în atmosferă există vapori de apă, constituent atmosferic mult mai variabil ca apariţie în timp şi spaţiu, precum şi cantităţi însemnate de aerosoli. Acestea sunt particule în suspensie (sare marină, praf, materii organice, etc.) ce provin atât din surse naturale cât şi ca rezultat al activităţii antropice. Rolul lor este foarte însemnat: în afara contribuţiei la difuzia radiaţiei solare, la creşterea gradului de poluare al atmosferei, ei constituie nuclei de condensare.

Variaţia cu altitudinea a compoziţiei atmosferei. Cu toate că ne-am putea aştepta ca gazele uşoare, în special hidrogenul şi heliul, să devină mai abundente în atmosfera înaltă, amestecul turbulent la scară mare din atmosferă, împiedică această separare chiar la înălţimi de zeci de kilometri faţă de suprafaţa terestră. Variaţiile cu altitudinea care apar în compoziţia atmosferei sunt legate de localizarea surselor a doi dintre constituenţii atmosferici : vaporii de apă şi ozonul. Deoarece ambele absorb o parte din radiaţia solară şi din cea terestră, bilanţul termic şi profilul vertical al temperaturii în atmosferă sunt considerabil afectate de distribuţia acestor două componente. Vaporii de apă reprezintă până la 4% din volumul atmosferei în apropierea suprafeţei solului, dar sunt aproape absenţi peste înălţimi de 10 - 12 km. Ei apar ca urmare a procesului de evaporare la suprafaţa apei şi solului, precum şi din transpiraţia plantelor şi sunt transportaţi la altitudine datorită turbulenţei atmosferei.

Ozonul este concentrat în principal între 15 şi 45 km altitudine. Straturile superioare ale atmosferei primesc radiaţie ultravioletă (UV) de la Soare, ceea ce determină ruperea moleculelor de oxigen (la altitudini peste 30 km); atomii de oxigen separaţi pot să se combine cu alte molecule de oxigen şi să dea naştere ozonului :

O2 + h = 2 O ( < 242 nm) (9.1) O + O2 + M = O3 + M (9.2)

unde M este o moleculă care nu intră în reacţie, dar acţionează ca un al treilea corp care preia energia în exces.

Aceste reacţii sunt rare la altitudini de 80 - 100 km datorită rarefierii atmosferei, iar sub 35 km sunt de asemenea puţin probabile datorită faptului că radiaţia UV solară incidentă a fost deja absorbită la nivelele superioare. Ca urmare ozonul se formează în principal între 30 şi 60 km unde aceste ciocniri sunt mai probabile.

98

Ozonul în sine este instabil: ciocnirile cu oxigenul monoatomic pot recrea oxigenul (O3 + O = 2 O2), dar, în principal, ozonul este distrus prin alte reacţii fotochimice cu compuşi ai oxigenului, în particular cu oxizi de azot.

Variaţia cu latitudinea şi sezonul a compoziţiei atmosferei. Se datorează în principal tot vaporilor de apă şi ozonului. Conţinutul de ozon este primăvara mai scăzut la latitudini ecuatoriale şi mai ridicat la cele subpolare. In sezonul rece există un transport de ozon către poli. Aici ozonul este înmagazinat în timpul nopţii polare, ducând la îmbogăţirea stratului de ozon primăvara. Mecanismul nu este încă pe deplin explicat.

In ceea ce priveşte conţinutul în vapori de apă al atmosferei, variaţia lui cu latitudinea şi sezonul se datorează legăturii strânse cu temperatura aerului. Ca urmare, acesta va fi mai mare vara şi la latitudini mici. Există excepţii de la această regulă, cum sunt cele din cazul marilor deşerturi tropicale.

Un alt component al aerului la care se remarcă o variaţie sezonieră este CO 2. Ea se semnalează în special în emisfera nordică şi este asociată cu activitatea biosferei (fotosinteză şi respiraţie).

Variaţia în timp a compoziţiei atmosferei. Dioxidul de carbon, ozonul, precum şi alte particule din atmosfera cum ar fi pulberile, sunt supuse variaţiilor pe perioade lungi de timp şi aceste variaţii prezintă un interes deosebit datorită efectului lor asupra bilanţului radiativ la suprafaţa Pământului.

CO2 este prezent în atmosferă în principal datorită activităţii organismelor vii. Descompunerea substanţelor organice în sol şi arderea combustibililor fosili constituie surse minore de CO2. Totuşi se estimează o dublare a concentraţiei acestui gaz până la mijlocul secolului următor, comparativ cu perioada preindustrială, şi aceasta, în principal ca rezultat al activităţii umane. CO2 are un efect semnificativ asupra temperaturii globale, în special datorită absorbţiei radiaţiei terestre.

Studii recente arată de asemenea creşteri, ca rezultat al activităţii umane, ale concentraţiilor şi altor gaze din atmosferă, cum sunt N2O, CH4, CCl4 , precum şi a clorofluorocarbonaţilor (CCl2F2 şi CCl3F, întâlniţi sub denumirea comercială de Freon 11 şi 12 ), gaze care, ca şi CO2 şi vaporii de apă sunt cunoscute ca gaze cu « efect de seră ». Ele au de asemenea, efect catalitic asupra ozonului.

Şi alte particule, cum ar fi sulfaţii, particulele de sol, de asemenea rezultat al activităţii umane, îşi măresc concentraţia, în prezent atingând aproximativ 30% din totalul particulelor solide din atmosferă.

In ceea ce priveşte ozonul, se consideră că variaţiile în concentraţia acestuia pot avea, între alte cauze, şi fluctuaţiile radiaţiei solare UV. De altfel, aceasta este una dintre ipotezele avansate pentru explicarea schimbărilor climatice.

9.1.2. Aerul din sol

In spaţiul din porii solului, neocupat de apă, se găseşte un amestec de gaze, care constituie atmosfera solului, şi care are o compoziţie asemănătoare cu cea a atmosferei libere. Totuşi, datorită diferitelor procese care au loc în sol, cum sunt respiraţia (rădăcinilor, microorganismelor, etc.) precum şi fermentaţia, conţinutul în CO2 este mai ridicat (0,15 - 0,65% în sol faţă de 0,03% în atmosferă), în timp ce conţinutul de O2 este mai scăzut în aerul din sol (20,30%) în comparaţie cu cel atmosferic (20,95%). Aerul din sol conţine şi vapori de apă. In funcţie de temperatura din sol, aceştia condensează constituind o sursă secundară de aprovizionare a solului cu apă. De asemenea este semnalată şi prezenţa metanului şi a hidrogenului sulfurat, rezultat al proceselor biologice din sol.

Intre aerul atmosferic şi cel aflat în sol au loc permanente schimburi. Primenirea aerului din sol se realizează prin difuzie şi prin schimbarea în masă a aerului (Pintilie, ş.a.,

99

1985). Difuzia are loc prin spaţiile solului, indiferent de mărime. Primenirea în masă se face datorită factorilor biologici şi fizici ca de exemplu variaţiile de temperatură. Prin încălzire volumul aerului creşte şi o parte iese în atmosferă deoarece nu mai încape în porii solului. Odată cu scăderea temperaturii, volumul de aer existent în sol se contractă ceea ce permite pătrunderea aerului atmosferic.

9.1.3. Aerul - factor de vegetaţie

Plantele au nevoie de un regim favorabil de aer atât pentru organele aeriene cât şi pentru cele aflate în sol.

Aerul ca factor de vegetaţie acţionează prin cantitate şi calitate (compoziţie), la acestea adăugându-se intensitatea aeraţiei.

Elementele componente ale aerului au o influenţă specifică în viaţa plantelor şi a organismelor vii în general.

Oxigenul. Plantele respiră absorbind oxigenul care oxidează o parte din hidraţii de carbon din care rezultă energia necesară pentru sinteza substanţelor proteice şi pentru celelalte activităţi fiziologice ale plantelor. Prin oxidare plantele degajă cantităţi mari de dioxid de carbon (CO2). Oxigenul este necesar şi pentru dezvoltarea bacteriilor aerobe nitrificatoare.

Azotul este absorbit de plante, din el formându-se substanţe proteice sub formă de săruri amoniacale şi sub formă nitrică. El constituie unica sursă naturală de compuşi azotaţi din sol.

Dioxidul de carbon (CO2) este absorbit de plante prin toate organele verzi şi rădăcini. CO2 din atmosferă asigură creşterea şi dezvoltarea plantelor. In sol, CO2 în cantităţi prea mari poate antrena efecte nedorite cum ar fi asfixierea rădăcinilor şi moartea microorganismelor.

Amoniacul (NH3) se găseşte în atmosferă în condiţii normale în cantităţi foarte mici iar în soluri, în special în cele slab aerate, în cantităţi ceva mai mari ca rezultat al descompunerii materiei organice. El constituie o verigă în circuitul azotului în natură.

In condiţii de insuficienţă a cantităţii de aer din sol şi fără primenirea acestuia, plantele suferă pe tot parcursul dezvoltării lor. Aerul din sol este indispensabil şi pentru viaţa microorganismelor din sol. Şi excesul de aer din sol are efecte dăunătoare prin lipsa apei, conţinutul de apă şi de aer fiind complementare. Optimul cantităţii de aer din sol se situează între 20 şi 30% din volumul total al porilor. Există posibilitatea ca, prin lucrări agrotehnice specifice (afânare, tăvălugire) porozitatea de aeraţie şi deci regimul aerului în sol să fie modificat în sensul dorit (Pintilie, ş.a., 1985; Guş, ş.a., 1998).

9.1.4. Poluarea atmosferei

Efectele nocive ale poluanţilor care se pot găsi la un moment dat în atmosferă se manifestă la nivelul plantelor, al solurilor, iar în final asupra omului.

După natura agenţilor poluanţi, întâlnim poluare fizică, chimică, biologică şi radioactivă (Neamţu, ş.a., 1995).

Poluarea fizică se datorează degajării unor cantităţi mari de praf, pulberi, fum, care, depunându-se pe frunze, împiedică schimbul de substanţe dintre plante şi mediu.

La plante efectele poluanţilor chimici se manifestă prin modificări morfologice şi fiziologice. Iată numai câteva aspecte:

Bioxidul de sulf (SO2) şi trioxidul de sulf (SO3), în condiţiile prezenţei apei în atmosferă (ploaie, ceaţă) se transformă în acid sulfuros şi sulfuric care determină apariţia de arsuri şi pete pe organele aeriene ale plantelor. Solurile, în condiţiile acestui tip de poluare, devin mai sărace în humus.

100

Fluorul şi compuşii săi determină degradarea pigmenţilor foliari. Clorul, în concentraţii mari, determină defolieri masive. Oxizii de azot (NO, NO2) pot forma în aer oxidanţi fotochimici cu efecte nocive asupra plantelor. O sursă de poluare chimică o constituie gazele de eşapament care conţin tetraetilplumb - Pb(C2 H5)4 - responsabil pentru intoxicarea cu plumb a plantelor din vecinătatea căilor intens circulate.

9.2. Structura atmosferei

9.2.1. Structura verticală a atmosferei

S-a pus în evidenţă faptul că atmosfera nu este un mediu omogen. In ceea ce priveşte structura verticală, dacă se ia drept criteriu principal distribuţia temperaturii aerului cu înălţimea, se disting cinci straturi (fig.9.1) : troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera şi exosfera. Trecerea de la un strat la altul se face prin intermediul unor zone de tranziţie de circa 2 km fiecare : tropopauza, stratopauza şi mezopauza.

Troposfera este stratul atmosferic din imediata vecinătate a suprafeţei solului. Se mai numeşte şi strat de amestec. Grosimea ei este variabilă cu latitudinea (8 - 10 km la poli şi 16 - 18 km la ecuator) dar se acceptă în general o grosime medie de 10 - 12 km. In troposferă se regăseşte aproximativ 75% din întreaga masă a atmosferei şi aproape totalitatea vaporilor de apă şi a aerosolilor. Temperatura aerului scade cu un gradient termic vertical cuprins între 0,5 şi 1,0C / 100m, ceea ce face ca, la latitudini mijlocii, temperatura aerului să scadă la limita superioară a troposferei la -50C , -60C. In troposferă au loc mişcări orizontale şi verticale ale aerului atmosferic şi tot aici de produc majoritatea fenomenelor meteorologice. In situaţii particulare temperatura aerului creşte cu înălţimea (inversiuni de temperatură) sau poate rămâne constantă pe înălţimi de câteva sute de metri (izotermie).

Fig.9.1 - Structura verticală a atmosferei

Troposfera, la rândul ei, se subdivide în troposfera inferioară (0 - 2 km) sau stratul limită planetar, unde se resimte foarte puternic influenţa atmosferei terestre, troposfera mijlocie (2 - 6 km) şi troposfera superioară (6 - 12 km).

101

In zona tropopauzei apar schimburi importante între troposferă şi stratosferă. Astfel, în stratosferă penetrează urme de vapori de apă, în timp ce aerul uscat, bogat în ozon, din stratosferă pătrunde în troposferă.

Stratosfera conţine cea mai mare parte din ozonul atmosferic, maximul de densitate aflându-se la aproximativ 22 km. De asemenea, maximul de temperatură asociat cu absorbţia radiaţiei UV de către ozon se produce în stratopauză, unde temperatura poate depăşi 0 C. In zona tropicală, la altitudini de 18 - 30 km s-au pus în evidenţă vânturi cu regim cvasi- bienal: 12 - 13 luni bat din direcţie estică, după care pentru o perioadă egală, dinspre vest.

Mezosfera face parte din atmosfera înaltă. Temperatura medie în acest strat descreşte până la circa -90C la altitudini de 80 km. Peste această altitudine, temperatura începe din nou să crească odată cu creşterea altitudinii. Vara, uneori pot fi observaţi aici nori argintii a căror prezenţă pare să fie datorată particulelor de praf meteoritic care acţionează ca nuclei de condensare pentru urmele de vapori de apă.

Termosfera este stratul în care aerul atmosferic este extrem de rarefiat iar temperatura creşte cu creşterea altitudinii datorită absorbţiei radiaţiei UV extreme (< 0.2 µm) de către oxigenul molecular şi atomic, ceea ce face ca temperatura să depăşească 1200 K. Peste 100 km atmosfera este din ce în ce mai puternic afectată de radiaţiile X şi UV provenite de la Soare, care determină ionizarea particulelor existente aici. Aurorele Boreală şi Australă iau naştere prin penetrarea particulelor ionizate de la circa 300 km la circa 80 km, în zonele de 20 - 25 latitudine.

Termenul de ionosferă este utilizat pentru stratul situat între 100 şi 300 km unde există o densitate crescută de electroni şi molecule (atomi) ionizate. Ionosfera permite reflexia undelor electromagnetice, facilitând prin aceasta radiocomunicaţiile.

Exosfera este regiunea care, peste altitudinea de 500 km, realizează trecerea gradual de la atmosfera terestră la « gazul » interplanetar. Aici se găsesc atomi de oxigen, hidrogen şi heliu, din care o parte ionizaţi şi care formează o atmosferă extrem de rarefiată. Particulele încărcate electric sunt concentrate în două benzi situate la aproximativ 3 000 şi, respectiv 16 000 km distanţă de Pământ (centurile Van Allen).

9.2.2. Structura orizontală a troposferei. Fronturile atmosferice

Observaţiile şi analiza condiţiilor meteorologice au pus în evidenţă evoluţia, uneori brutală a anumitor elemente meteorologice cum ar fi direcţia vântului, temperatura şi umezeala aerului. Acestea au condus la concluzia că atmosfera (troposfera) nu este omogenă nici pe orizontală. Ea constituie un ansamblu de mase de aer, porţiuni mai mult sau mai puţin omogene, separate unele de altele prin zone de tranziţie (discontinuitate).

După originea lor geografică masele de aer se împart în patru tipuri principale: mase de aer arctic (simbol A), polar (P), tropical (T) şi ecuatorial (E). Fiecare tip principal se împarte în două subtipuri, funcţie de natura suprafeţei subiacente: maritim (m) şi continental (c). Excepţie fac masele de aer ecuatorial, care, indiferent de natura suprafeţei subiacente, au aceleaşi caracteristici (foarte calde şi umede). Alte criterii de clasificare ţin cont de temperatură (mase de aer cald şi, respectiv, mase de aer rece) precum şi de gradul de stabilitate.

Fronturile atmosferice sunt zonele de tranziţie sau, în mod convenţional, suprafaţa de discontinuitate dintre două mase de aer din troposferă. Pe hărţile sinoptice frontul atmosferic apare ca o linie ce reprezintă intersecţia suprafeţei frontale cu suprafaţa terestră sau cu altă suprafaţă de referinţă. Frontul cald este suprafaţa de discontinuitate ce separă o masă de aer cald de una mai rece, masa caldă alunecând deasupra penei de aer rece. In cazul frontului rece, masa de aer rece o substituie mai mult sau mai puţin brusc pe cea caldă. Frontul oclus este un front complex rezultat din contopirea unui front rece cu unul cald.

102

Frontogeneza presupune nu numai diferenţe între proprietăţile termice şi hidrice ale maselor de aer, ci şi caracteristici dinamice diferite.

Fronturile atmosferice sunt însoţite de fenomene specifice: în cazul frontului cald nori Cirus, Cirostratus, Cirocumulus, Altocumulus, Altostratus şi Nimbostratus din care cad precipitaţii, iar în cazul frontului rece, nori cu dezvoltare verticală mare (Cumulus şi Cumulonimbus) din care cad ploi intense, de scurtă durată, zăpadă sau grindină.

9.3. Presiunea atmosferică

9.3.1. Definiţii. Unităţi de măsură

Presiunea atmosferică este un element meteorologic important, de variaţia căruia se leagă principalele procese care au loc în atmosferă.

Ea se defineşte ca greutatea unei coloane de aer cu secţiunea unitară, care se întinde de la suprafaţa Pământului, până la limita superioară a atmosferei.

Ca unităţi de măsură se folosesc unităţile obişnuite pentru presiune(Nm-2=Pa în Sistemul Internaţional şi dyncm-2 = barye în Sistemul CGS) ca şi unităţi specifice practicii meteorologice milibarul (mb) sau hectopascalul (hPa) şi milimetrul coloană de mercur (mmHg).

Presiunea atmosferică normală este presiunea măsurată la nivelul mării (0 m), la temperatura de 0C şi la latitudinea de 45 grade şi are valoarea de 760 mmHg sau 1013,250 mbar.

Presiunea atmosferică este o mărime scalară. Dacă o mărime scalară are o valoare unic determinată în fiecare punct dintr-o regiune oarecare din spaţiu, totalitatea acestor valori alcătuieşte câmpul mărimii scalare. Aşa se poate vorbi de câmpul temperaturii aerului, câmpul densităţii aerului, câmpul presiunii.

9.3.2. Variaţia presiunii atmosferice cu înălţimea

Datorită faptului că greutatea coloanei de aer care apasă pe unitatea de suprafaţă se micşorează odată cu creşterea înălţimii şi presiunea atmosferică scade cu înălţimea. In meteorologie este importantă cunoaşterea legii după care are loc această variaţie, lege cunoscută sub numele de ecuaţia staticii atmosferei. Ea se stabileşte pe baza ecuaţiei fundamentale a hidrostaticii, aplicată atmosferei:

a

a

TR

gMpzp exp0 (9.5)

în care p(z) - presiunea atmosferică la nivelul “z“ p(0) - presiunea atmosferică la nivelul suprafeţei solului (z=0) Ma - masa molară a aerului atmosferic uscat (0,029 kg mol-1) g - acceleraţia gravitaţională R - constanta gazelor perfecte (8,314 J K-1 mol-1) Ta - temperatura aerului.

Relaţia (9.5) pune în evidenţă faptul că presiunea atmosferică scade rapid cu altitudinea, modul ei de variaţie depinzând de variaţia temperaturii aerului cu altitudinea. Pentru aceasta se apelează la diferite modele (atmosferă omogenă, izotermă, politropă, etc.) care permit rezolvarea ecuaţiei (9.5). Luată în ansamblu, atmosfera Pământului nu se încadrează în nici unul din modelele menţionate. Dacă însă este împărţită în straturi, în unele

103

dintre acestea se regăsesc situaţiile particulare menţionate: straturi politrope cu diferite valori ale gradientului vertical de temperatură, straturi de izotermie, straturi de inversiune, precum şi straturi omogene.

9.3.3. Variaţiile periodice şi neperiodice ale presiunii atmosferice

Dacă se analizează evoluţia în timp a câmpului presiunii atmosferice se constată atât variaţii periodice (diurnă şi anuală), cât şi neperiodice.

Variaţia diurnă, o dublă oscilaţie, cu două maxime şi două minime, se explică prin acţiunea suprapusă a doi factori, unul de origine termică (variaţia zilnică a temperaturii aerului, cu perioadă de 24 ore) şi celălalt de origine dinamică (fenomenul de maree atmosferică, cu perioadă de 12 ore). Acest tip de variaţie se poate evidenţia la ecuator şi tropice, dar la latitudini mijlocii şi mari, variaţiile neperiodice sunt înlocuite de mari variaţii neperiodice.

Variaţia anuală a presiunii atmosferice este determinată de: succesiunea anotimpurilor, latitudinea geografică şi natura suprafeţei subiacente.

Această variaţie este slab conturată la ecuator şi la tropice, din cauză că anotimpurile se deosebesc prea puţin unul de altul. La latitudinile mijlocii şi înalte, această variaţie este evidentă şi se pot deosebi trei tipuri: tipul continental, caracterizat printr-o simplă oscilaţie cu un maxim iarna şi un minim vara; tipul oceanic, de asemenea o simplă oscilaţie, dar cu maximul vara şi minimul iarna; tipul intermediar, o dublă oscilaţie, cu maximele primăvara şi toamna şi minimele iarna şi vara.

9.3.4. Forme barice. Relieful baric

Valorile presiunii atmosferice care se înregistrează la staţiile meteorologice, după aplicarea corecţiilor de temperatură şi altitudine, se transpun pe hărţi, obţinându-se astfel repartiţia în spaţiu a valorilor de presiune (câmpul presiunii atmosferice sau câmpul baric). Studiul câmpului baric se face prin trasarea izoliniilor care delimitează regiunile cu aceiaşi valoare a presiunii. Aceste izolinii poartă denumirea de izobare pentru hărţile de la suprafaţa solului şi izohipse pentru hărţile cu distribuţia presiunii la anumite niveluri standard din atmosfera liberă. Ele pun în evidenţă caracteristicile mai importante ale configuraţiei câmpului baric, şi anume formele barice, al căror ansamblu formează relieful baric. Informaţiile furnizate de hărţile pe care se reprezintă câmpul baric la sol şi la niveluri standard în atmosferă sunt fundamentale pentru prognoza stării timpului.

Formele barice se transformă, în general, odată cu trecerea timpului: se deplasează în spaţiu, iar în cursul acestor deplasări, evoluează. In cazul în care formaţiunile barice nici nu se deplasează şi nici nu evoluează, câmpul baric este staţionar.

Se disting forme barice principale şi secundare. Forme barice principale sunt considerate maximul şi minimul barometric (fig. 9.2) .

104

Fig. 9.2 - Forme barice

Maximul barometric (anticiclonul) este alcătuit din izobare închise cu valori crescătoare către interiorul formaţiunii; starea timpului este frumoasă şi călduroasă vara, geroasă iarna; datorită presiunii ridicate din centrul formaţiunii, aerul are o mişcare descendentă şi, ca urmare a comprimării se încălzeşte, ceea ce face să nu fie întrunite condiţiile pentru condensarea vaporilor de apă. Vânturile sunt divergente, iar în emisfera nordică au sens orar..

Minimul barometric (ciclon sau depresiune) este alcătuit de asemenea din izobare închise cu valori descrescătoare către interior; datorită presiunii atmosferice scăzute, în centrul formaţiunii aerul are o mişcare de ascensiune ceea ce conduce la îndeplinirea condiţiilor pentru condensarea vaporilor de apă. Ca urmare iau naştere nori şi precipitaţii. De aceea starea timpului este în general, urâtă şi ploioasă. Vânturile bat convergent, iar în emisfera nordică în sens antiorar.

După rolul pe care îl au în determinarea proceselor atmosferice şi a stării timpului, maximul şi minimul barometric se numesc, în general, centrii de acţiune ai atmosferei. De importanţă pentru zona geografică în care este situată ţara noastră sunt, aşa cum se va vedea şi în secţiunea care se referă la clima României, patru centrii principali de acţiune şi anume: anticiclonul Azoric, anticiclonul Siberian, depresiunea din Golful Persic şi depresiunea din Islanda.

Ca forme barice secundare menţionăm: talvegul depresionar, culoarul depresionar, dorsala anticiclonică, şaua barometrică, etc.

105

9.4. Vântul

9.4.1. Noţiuni generale. Forţele care acţionează în atmosferă

Aerul atmosferic se află în continuă mişcare. Circulaţia maselor de aer generează schimbările bruşte ale stării timpului. Vântul, studiat de dinamica atmosferei, este efectul mişcării aerului, iar cauza nemijlocită o constituie repartiţia neuniformă a presiunii atmosferice.

Problema principală a dinamicii atmosferei este determinarea mişcării particulelor de aer în funcţie de masa lor, de rezultanta forţelor care acţionează asupra lor şi de condiţiile iniţiale care determină poziţia şi viteza acestor particule.

Principalele forţe care acţionează asupra particulelor de aer sunt: forţa gravitaţională, forţa Coriolis, forţa de gradient, forţa centrifugă şi forţa de frecare.

Forţa Coriolis sau forţa geostrofică, acţionează numai asupra particulelor aflate în mişcare şi când această mişcare este raportată la un sistem de coordonate solidar cu Pământul care efectuează o mişcare de rotaţie cu viteza unghiulară Ω

în jurul propriei axe. In emisfera

nordică această forţă este îndreptată către dreapta mişcării iar în cea sudică, către stânga. Dacă V

este viteza vântului, forţa Coriolis are expresia:VΩ2cF

(9.6)

Forţa gradientului baric (sau forţa presiunii) este forţa care apare ca urmare a distribuţiei neuniforme a presiunii atmosferice. Dacă ne referim la unitatea de masă, ea se poate defini prin relaţia:

pρ

G 1

(9.7)

fiind densitatea aerului iar simbolul pentru operatorul gradient.Componenta verticală a forţei gradientului baric este mai mult sau mai puţin

echilibrată de forţa gravitaţională. Componenta orizontală, datorată unor cauze termice sau mecanice, este cea care determină mişcarea maselor de aer, adică vântul (se acceptă faptul că vântul este deplasarea aerului practic pe direcţie orizontală, excepţie făcând regiunile cu relief accidentat unde topografia joacă un rol important). Mărimea variaţiei de presiune în planul orizontal, în direcţia normalei n

la izobare, reprezintă gradientul baric orizontal.

Forţa de frecare. În deplasarea sa deasupra suprafeţei terestre, aerul atmosferic este în contact cu suprafaţa Pământului sau cu diferite corpuri de pe aceasta, rezultând astfel forţe de frecare externă. In afara frecării externe, între diferitele straturi de aer iau naştere forţe de frecare internă, care scad odată cu înălţimea datorită reducerii densităţii aerului.

Frecarea externă este evidentă numai la suprafaţa Pământului şi poate fi considerată proporţională cu viteza şi îndreptată în sens contrar acesteia. Frecarea se resimte în atmosferă pe grosimi cuprinse între 1000 şi 2000 m. Nu se iau în consideraţie aici efectele care apar în regiunile muntoase.

Forţa centrifugă apare datorită faptului că în realitate, izobarele nu sunt rectilinii ci curbe.

9.4.4. Variaţia diurnă şi anuală a vântului. Circulaţii locale

Viteza vântului prezintă oscilaţii mai mult sau mai puţin regulate care pot fi puse în evidenţă mai ales deasupra uscatului şi în condiţii de cer senin.

106

Variaţia zilnică a vitezei vântului în straturile inferioare ale atmosferei este caracterizată prin valori mai mari imediat după amiaza şi valori scăzute noaptea sau în primele ore ale dimineţii. In straturile mai înalte ale atmosferei mersul zilnic al vitezei vântului este invers celei din timpul zilei.

Variaţia anuală a vitezei vântului prezintă foarte multe particularităţi determinate de condiţiile locale. Pe continente valoarea maximă se produce vara iar valoarea minimă, iarna.

Ca direcţie, variaţiile zilnice se remarcă în cazul unor circulaţii locale. Cele mai reprezentative sunt brizele şi vânturile de deal-vale.

Brizele sunt vânturi care iau naştere mai ales pe ţărmurile oceanelor, mărilor sau lacurilor. Ziua ele au direcţia dinspre apă spre uscat, noaptea dinspre uscat spre mare (fig.9.6). Cauza formării brizelor o constituie încălzirea diferită a uscatului si apei în cursul unei zile, determinată de diferenţele dintre însuşirile lor termice. Ziua uscatul se încălzeşte mai mult decât apa ceea ce face ca deasupra uscatului aerul să aibă o mişcare ascendentă şi să fie înlocuit de aerul mai rece care vine de deasupra mării. Se formează astfel briza de zi sau de mare. Noaptea, uscatul se răceşte mai repede decât apa. Deasupra apei aerul capătă o mişcare ascendentă, este înlocuit cu aerul mai rece dinspre uscat, ceea ce determină briza de noapte sau de uscat, de sens contrar brizei de zi.

Vânturile de deal-vale (fig.9.7) se datorează încălzirii diferite a unor pante în raport cu văile. Ziua culmile se încălzesc mai mult decât văile şi ca urmare ia naştere o circulaţie dinspre vale spre creastă. Noaptea, datorită răcirii mai accentuate a culmilor în comparaţie cu văile, se crează o circulaţie de sens invers, de la deal spre vale.

Fig. 9.6. Briza mare şi de uscat

Fig.9.7 - Vânturile de deal - vale Fig. 9.8 - Efectul de foehn

107

Variaţia anuală a direcţiei vântului este strâns legată de circulaţia generală a atmosferei. După direcţia pe care o au în cursul unui an se deosebesc :

- vânturi regulate (care au tot timpul anului aceiaşi direcţie) cum sunt alizeele şi contraalizeele;

- vânturi periodice (bat circa şase luni într-un sens şi şase luni în sens contrar) , de exemplu musonii;

- vânturi variabile (neregulate), care nu bat din direcţii stabile.

9.4.5. Vânturi orografice

Influenţa reliefului asupra vântului este evidentă în special în zona de munte. Reprezentativ din acest punct de vedere este foehnul, vântul cald şi uscat care suflă dinspre munte spre vale.

Foehnul se formează în urma escaladării unui masiv muntos de către o masă de aer umed (fig.9.8). In urma ascensiunii aerului pe panta expusă vântului se produce condensarea vaporilor de apă, formarea norilor şi adesea a precipitaţiilor. Aerul coboară pe cealaltă pantă a masivului muntos şi datorită frecării se încălzeşte cu aproximativ 1C la fiecare 100 m. Acest element esenţial, încălzirea accentuată a aerului pe porţiunea descendentă a muntelui, este însoţit de o serie de alte fenomene cum ar fi intensificări de vânt, scăderi bruşte ale umezelii relative care completează tabloul efectului de foehn.

La noi în ţară încălzirile foehnale se înregistrează în special în lunile de iarnă şi afectează zonele pericarpatice din nordul Munteniei şi Moldova. In aceste zone se înregistrează temperaturi maxime de până la 14 - 17 C într-o perioadă a anului cu o medie multianuală mult mai scăzută.

2.4.6. Vântul şi plantele

Vânturile pot acţiona accidental, în situaţia în care apar ca fenomene deosebite şi viteza lor depăşeşte 30 - 50 km/h, sau sistematic, în acele zone unde există vânturi cu caracter regulat sau periodic.

Efectele vânturilor pot fi de ordin mecanic pentru viteze superioare vitezei de 10 km/h, şi, de asemenea de ordin termic şi hidric, indiferent de mărimea vitezei. Aceste efecte se resimt în fiziologia culturilor agricole, modificându-le dezvoltarea şi creşterea.

După importanţa acestor efecte într-o anumită regiune se va urmări :- fie determinarea, pe baza prognozelor meteorologice, a zilelor cu vânt prea puternic

pentru efectuarea anumitor lucrări (semănat, aplicare de îngrăşăminte, de produse fitosanitare, irigare prin aspersiune, etc.);

- fie amenajarea de perdele de protecţie sau de adăposturi acolo unde vânturile sunt sistematice.

Acţiunea mecanică a vânturilor

Acţiunea mecanică poate fi, la rândul ei, de "smulgere" sau dinamică (transport de particule). Aceste acţiuni se pot conjuga şi conduc la deteriorarea organelor vegetale ale plantelor.

Acţiunea de "smulgere" a vântului poate avea efecte diferite, funcţie de intensitatea lui; amintim aici câteva din aceste efecte :

- eroziunea solului ; acest efect apare în special când solul este destul de uscat la suprafaţă şi relativ prăfos (cazul solurilor uşoare);

108

- căderea plantelor, ceea ce conduce la pierderi de recoltă; ea nu este numai rezultatul vântului după perioade de furtună ci şi un efect mecanic al ploii, precum şi un efect biologic datorat sensibilizării ce urmează unei alimentări abundente cu azot sau unor boli;

- alte pagube, consecinţe ale deformărilor în cazul vânturilor dominante, ruperii crengilor pomilor din livezi, şi chiar efecte catastrofale la nivelul pădurilor, serelor, adăposturilor.

Acţiunea de transport face ca particulele smulse de pe sol să fie purtate la distanţă, vântul devenind astfel coroziv. Rolul de transport este important şi în răspândirea germenilor care sunt la originea anumitor boli, a celor care pot contamina adăposturile, a insectelor sau polenului.

Efectele termice şi hidrice

Acestea sunt efectele cele mai sistematice, cu toate că sunt mai puţin vizibile. Transferurile termice şi hidrice între atmosferă şi învelişul vegetal devin mai intense odată cu creşterea vitezei vântului.

Prin intermediul bilanţului energetic este posibil să se analizeze efectele vântului asupra temperaturii de suprafaţă şi evapotranspiraţiei, variabile ale căror consecinţe fiziologice şi fitopatologice pentru plantă sunt deosebit de importante.

Astfel, vântul contribuie la intensificarea schimburilor şi, ca urmare, temperatura de echilibru este mai scăzută ziua în prezenţa vântului. Ea va fi cu atât mai scăzută cu cât suprafaţa este mai umedă, evaporarea fiind mai intensă. Invers, reducerea vitezei vântului antrenează creşterea amplitudinii termice: ziua temperatura este mai ridicată, noaptea mai scăzută. Acest efect de răcire necesită ca soluţie practică luarea de măsuri de protecţie şi anume măsuri care să reducă viteza vântului.

In ceea ce priveşte efectul hidric, cu cât deficitul hidric (de saturaţie) al aerului este mai mare şi cu cât viteza vântului este mai mare, cu atât efectul de uscare va fi mai important. Acest efect poate fi folositor la ieşirea din iarnă şi la începutul primăverii, când apa este în exces.

Mijloacele de diminuare a efectelor dăunătoare ale vântului pot folosi metode pasive sau active. Cele pasive constau în urmărirea prognozelor meteorologice şi cunoaşterea regimului vântului într-o anumită zonă pentru ca, în fiecare moment să se judece oportunitatea diferitelor decizii tehnice care trebuie luate. Mijloacele active de luptă constau în amplasarea de perdele de protecţie fie naturale (arboret, benzi forestiere), sau artificiale.

CAPITOLUL 10RADIAŢIA SOLARĂ

10.2. Radiaţia solară, terestră şi atmosferică

Radiaţia solară la limita superioară a atmosfereiPentru Pământ, principala sursă de energie o constituie Soarele. Cantitatea de energie

primită de Pământ, la limita superioară a atmosferei depinde de următorii factori: cantitatea de energie radiantă emisă de Soare, distanţa Pământ - Soare, unghiul de înălţime a Soarelui, durata zilei.

Cantitatea de energie radiantă emisă de Soare. Se consideră că Soarele se comportă ca un corp negru cu temperatura de circa 5900 K. Conform legii Ştefan - Boltzmann energia

109

emisă este în jurul valorii de 73,5x10 6 W m-2 . Datorită distanţei la care este situat Pământul, acesta primeşte numai 0.0005 % din energia emisă (legea distanţelor).

Iluminarea unei suprafeţe plane şi orizontale, normală la radiaţiile solare, situată la distanţa medie Pământ - Soare ( od ) este numită constanta solară ( soE ). Măsurători recente indică pentru constanta solară valoarea de 1367 W m-2 dar, după cum este cunoscut, ea prezintă mici variaţii periodice (< 0.5%) legate de activitatea solară.

Fig. 10.5. Spectrul radiaţiei solare la limita superioară a atmosferei şi la suprafaţa terestră

Distanţa Pământ - Soare. Variaţia în decursul unui an a distanţei Pământ - Soare d , datorată traiectoriei eliptice pe care Pământul o descrie în jurul Soarelui conduce la variaţii în cantitatea de energie radiantă solară primită de către Pământ. Astfel, în luna ianuarie, Pământul primeşte o cantitate de energie solară cu aproximativ 7% mai mare decât în luna iulie. Intervin însă efectele de sens contrar datorate înclinaţiei axei Pământului, circulaţiei generale a atmosferei, precum şi prezenţei uscatului, ceea ce face ca, în emisfera nordică, iarna temperatura să fie mai scăzută iar vara mai ridicată.

Unghiul de înălţime a Soarelui h afectează de asemenea cantitatea de energie primită de Pământ. Este unghiul format de razele de Soare cu suprafaţa orizontală şi este dependent de latitudine, sezon şi de momentul din zi. Complementul lui este unghiul zenital θ sau distanţa zenitală. El se poate calcula în funcţie de declinaţia Soarelui, latitudinea locului şi unghiul orar (care defineşte Timpul Solar Adevărat). Cu cât unghiul de înălţime a Soarelui este mai mare, cu atât cantitatea de energie solară primită de unitatea de suprafaţă orizontală este mai mare. Acest lucru este reflectat de legea lui Lambert.

Durata zilei. Cu cât durata zilei este mai mare, cu atât va fi mai mare cantitatea de energie radiantă solară primită. Aceasta este funcţie de latitudine şi sezon, ceea ce atrage după sine dependenţa energiei radiante solare de latitudine şi sezon.

Radiaţia solară care ajunge la limita superioară a atmosferei este în principal de undă scurtă (0.25 - 4 µm) cu un maxim situat la aproximativ 0.5 µm ( fig. 10.5). Din aceasta, circa 9% reprezintă radiaţie situată în domeniul ultraviolet, 45% în domeniul vizibil, iar restul de 46% în domeniul infraroşu.

Radiaţia solară care ajunge la suprafaţa PământuluiLa traversarea atmosferei terestre, radiaţia solară suferă modificări cantitative şi

calitative datorită fenomenelor de absorbţie şi difuzie. Intensitatea acestor fenomene este proporţională cu parcursul prin atmosferă, x , care depinde de unghiul de înălţime a Soarelui

110

şi care în meteorologie se obişnuieşte să se exprime în mase atmosferice, m , luându-se ca referinţă masa atmosferică pe direcţie verticală ( 0om ) :

θcosp

pmx

o

(10.19)

în care p - presiunea atmosferică

op - presiunea atmosferică la nivelul mării. Absorbţia radiaţiei solare. O primă modificare pe care radiaţia solară care traversează

atmosfera o suferă este datorată absorbţiei selective de către gazele şi vaporii de apă din atmosferă. Se remarcă în particular (fig. 10.5) : absorbţia datorată vaporilor de apă la 1100, 1400, 1600 şi 1900 nm (din punct de vedere cantitativ este cea mai însemnată); absorbţia radiaţiilor solare cu lungimi de undă mai mici de 300 nm de către ozon, care asigură astfel protecţia organismelor vii împotriva radiaţiilor UV; absorbţia radiaţiilor cu lungimile de undă de 2750, respectiv 4250 nm datorată prezenţei CO2 ; absorbţia radiaţiilor cu lungimile de undă de 690 şi 760 nm de către oxigen.

Dacă se analizează transmitanţa spectrală a atmosferei, se constată că atmosfera este relativ transparentă pentru radiaţia solară în domeniul vizibil iar în infraroşu termic, numai pentru domeniul 8 - 14 m. Benzile în care atmosfera este transparentă sunt numite ferestre atmosferice. Ele au un rol important în schimburile radiative şi în studierea suprafeţei terestre prin teledetecţie.

Difuzia atmosferică este datorată interacţiunii radiaţiei solare cu moleculele constituenţilor atmosferici şi cu aerosolii aflaţi în suspensie în aer şi are ca rezultat modificarea compoziţiei spectrale a radiaţiei solare ce traversează atmosfera. Difuzia decurge conform legii lui Rayleigh atunci când moleculele de gaz au dimensiuni foarte mici în raport cu lungimea de undă a radiaţiei ( d ), fiind selectivă (şi anume invers proporţionala cu 4 ). Ca urmare, cel mai puternic împrăştiate vor fi radiaţiile cu lungime de undă mică. Pentru aerosoli şi picături fine de apă, care au diametre mai mari cu câteva ordine de mărime decât , difuzia depinde foarte puţin de lungimea de undă (difuzie neutră Mie), afectând practic în acelaşi mod toate radiaţiile spectrului solar.

Radiaţia globală. Iluminarea unei suprafeţe orizontale, de la suprafaţa terestră, gE , va avea două

componente : o componentă ce provine direct de la discul solar (componenta directă θcossE ) şi o componentă difuză dE care provine de la totalitatea bolţii cereşti, cu excepţia discului solar:

dEθcossEgE (10.21)gE astfel definită este cunoscută ca radiaţia globală.

Precizare: simbolurile , se utilizează conform recomandărilor Organizaţiei Meteorologice Mondiale pentru a indica direcţia (descendentă sau ascendentă) fluxurilor energetice implicate.

Efectul altitudinii şi expunerii suprafeţelorLa latitudinile mijlocii, intensitatea radiaţiei solare incidente creşte în medie cu 5 -

15% la fiecare 1000 m creştere în altitudine. Aceasta se datorează reducerii grosimii masei de aer de deasupra suprafeţei considerate, şi, ca urmare, faptului că aceste suprafeţe primesc considerabil mai multă radiaţie solară directă în cazul cerului senin, comparativ cu suprafeţele situate la nivelul mării. Corespunzător, la altitudine apare şi o diminuare a radiaţiei terestre (secţiunea următoare) datorită densităţii reduse a aerului de deasupra suprafeţei. Prezenţa nebulozităţii, asociată de cele mai multe ori regiunilor montane, face ca efectul global al altitudinii să fie dependent de mai mulţi factori şi să nu poată fi generalizat.

111

Relieful afectează cantitatea de radiaţie incidentă nu numai prin altitudine ci şi prin expunere şi pantă. Astfel, pantele cu expunere sudică primesc o cantitate mai mare de energie solară decât cele cu expunere nordică. Expunerea şi panta influenţează de asemenea şi durata iluminării directe, ceea ce, împreună cu celelalte probleme expuse prezintă un interes practic deosebit.

Radiaţia terestră Se admite că suprafaţa terestră se comportă aproape ca un corp negru care emite în

domeniul spectral 3 - 100 m, având maximul situat la aproximativ 10 m. Emitanţa sa spectrală LM este numită în mod curent radiaţie terestră :

4sTσsεLM (10.22)

sε fiind emisivitatea suprafeţei terestre (aproximativ 0,8) iar sT temperatura sa. Indicele “L“ este asociat simbolului emitanţei pentru a sublinia faptul că aceasta este o radiaţie de undă lungă.

Radiaţia terestră este aproape în totalitate absorbită de atmosferă cu excepţia radiaţiei situate în fereastra atmosferică 8 - 14 m.

Radiaţia atmosfericăAtmosfera emite un flux de radiaţii infraroşii (de undă lungă) care este în principal

rezultatul radiaţiilor emise de către vaporii de apă, dioxidul de carbon şi ozon. Emitanţa atmosferei (radiaţia atmosferică) se situează practic în domeniul 5 - 100 m şi poate fi asimilată cu cea a unui corp negru cu temperatura aT :

4aTσLaM (10.23)

In relaţia (3.23) poate fi inclusă şi emisivitatea proprie a atmosferei, aε , dacă valoarea sa, care depinde în primul rând de cantitatea de vapori de apă din atmosferă, este mult mai mică decât 1.

Radiaţia atmosferică este emisă atât în direcţia suprafeţei solului cât şi în direcţie opusă. Conform definiţiilor mărimilor radiometrice, ceea ce se emite în direcţia suprafeţei solului poate fi considerată egală cu iluminarea suprafeţei terestre, datorată atmosferei, LaE :

LaELaM (10.24)

10.3. Variaţia zilnică şi anuală a radiaţiei solare Incidenţa variabilă a razelor de soare (unghiul de înclinaţie variabil) face ca radiaţia

solară care ajunge pe suprafaţa terestră şi, odată cu ea şi celelalte elemente meteorologice, să prezinte variaţii periodice (zilnică, respectiv, anuală) care diferă cu latitudinea. (fig.10.6). La latitudinile mijlocii, la care este situată ţara noastră, se remarcă o simplă oscilaţie, atât în cazul variaţiei zilnice, cât şi al celei anuale.

112

Fig.10.6 - Variaţia zilnică şi anuală a energiei radiante solare

10.4. Bilanţul radiativ la suprafaţa Pământului. Efectul de seră

Bilanţul radiativ la nivelul unei suprafeţe implică considerarea tuturor “câştigurilor“ şi “pierderilor“ radiative. Radiaţia netă, E ,corespunde sumei algebrice a acestora la suprafaţa terestră. “Câştigurile“ sunt reprezentate de radiaţia globală( gE ) şi radiaţia atmosferică ( LE ) iar “pierderile“, de radiaţia terestră ( LsM ) şi fracţiunile reflectate de suprafaţă, din radiaţia

globală şi cea atmosferică: gg EaM (a fiind albedoul suprafeţei) şi respectiv 4aTσε1

(fig. 10.7).

Fig. 10.7. Schimburile radiative la interfaţa sol-atmosferă

Radiaţia netă va fi :

LLgg MEMEE (10.25)Dacă se înlocuiesc mărimile implicate prin expresiile lor, se obţine:

4

a4sg

4s

4a

4ag

TTεσEa1

σTεσTε1σTEa1E

(10.26)La scara unei zile, integrarea radiaţiei nete permite estimarea expunerii energetice

(insolaţiei) H .

113

Radiaţia netă şi componentele sale variază în cursul unei zile. Ziua acest bilanţ este pozitiv, având drept consecinţă acumularea de căldură în sol iar noaptea, negativ, solul pierzând căldură. Valoarea radiaţiei nete este strâns legată de starea suprafeţei solului prin dependenţa sa de albedo, emisivitate şi temperatură. Pe lângă variaţiile din cursul unei zile, radiaţia netă prezintă variaţii legate de anotimp şi de poziţia geografică a suprafeţei considerate.

Efectul de serăEfectul de seră constă în modificarea bilanţului radiativ legată de proprietatea pe

care o au anumite materiale de a absorbi radiaţiile termice (terestră şi atmosferică) şi de a lăsa să treacă, fără o atenuare exagerată, radiaţia solară.

Această modificare corespunde unei reduceri a pierderilor de energie, şi, ca urmare unei creşteri a temperaturilor la nivelul solului sau a învelişului vegetal.

In cazul concret al serelor, efectul este dependent de proprietăţile de transmisie selective ale materialelor care realizează acoperirea. Unele din materialele utilizate în acest scop împreună cu coeficienţii de transmisie corespunzători pentru radiaţia solară (de undă scurtă) şi cea infraroşie, sunt prezentate în tabelul 10.1.

Tabelul 10.1Coeficienţii de transmisie pentru principalele materiale de acoperire

folosite la sere (după Boulard, ş.a., 1995)sticlă PVC(clorură de

polivinil)Polietilenă

Radiaţia solară 0,85 0,80 0,80Radiaţia IR termic 0 0.30 0,80

Efectul de seră poate fi pus în evidenţă cel mai simplu în cazul bilanţului nocturn: se consideră o suprafaţă, sol sau vegetaţie (fig.10.8). In situaţia obişnuită, din câmp, dacă se neglijează fracţiunea din radiaţia atmosferică reflectată de suprafaţă, radiaţia netă va fi :

LL MEE (10.27)

In prezenţa unui material ca sticla sau polietilena aflat la o înălţime deasupra solului, materialul absoarbe o mare parte din radiaţiile terestră şi atmosferică şi emite la rândul său atât înspre sol cât şi în direcţie opusă. Radiaţia netă va fi în acest caz:

LLL MMEE

2

1

2

1 (10.28)

Fig. 10.8. - Efectul de seră

Măsurătorile (Boulard, ş.a.,1995) au condus la următoarele valori:

114

2325 WmM L

2250 WmEL

275 WmE în absenţa materialului acoperitor238 WmE în cazul acoperirii cu sticlă şi267 WmE în cazul acoperirii cu polietilenă, rezultat explicabil pe baza

proprietăţilor sale transmisive.Condensarea vaporilor de apă care are loc pe faţa internă a materialelor utilizate pentru

acoperire, determină accentuarea efectului de seră.Trebuie menţionat de asemenea faptul că prezenţa unui material ca sticla, polietilena,

etc. nu modifică numai bilanţul radiativ ci şi schimburile convective între suprafeţele considerate şi atmosferă precum şi schimburile de masă. Luarea în consideraţie a tuturor acestor schimburi este necesară pentru a cunoaşte condiţiile de mediu în care se află plantele şi direcţiile în care trebuie acţionat pentru modificarea lor.

. Efectul de seră şi evoluţia climatului. Consecinţe pentru producţia agricolăIn cazul atmosferei, prin efect de seră se înţelege încălzirea straturilor de aer din

atmosfera joasă, datorită transparenţei aerului pentru radiaţia solară, în principal pentru lungimile de undă scurte şi, în acelaşi timp, absorbţiei parţiale a radiaţiei infraroşii de către unii constituenţi atmosferici.

De acest efect sunt responsabili compuşi aflaţi în concentraţii foarte mici în atmosferă: vaporii de apă, dioxidul de carbon (CO2), metanul, (CH4), oxidul de azot (N2O), ozonul (O3) şi, mai recent, freonul (CFC). Ponderea cea mai însemnată o are dioxidul de carbon (50%), după care urmează freonii (22%), metanul (13%), ozonul (7%), oxizii de azot (5%) şi vaporii de apă (3%). În cea mai mare parte prezenţa precum şi creşterea concentraţiei lor (tabelul 10.2) se datorează activităţii antropice: arderea combustibililor fosili, despăduriri, dezvoltarea agriculturii, a industriei chimice, etc.

Tabelul 10.2Evoluţia concentraţiilor principalelor gaze cu efect de seră din atmosferă

şi potenţialul lor de încălzire pe unitatea de volum, comparativ cu cel al CO2

(după Guyot, 1997 şi Marica, 2000)Gazul CO2

(ppmv)CH4

(ppmv)N2O(ppbv)

CFC11(pptv)

CFC12(pptv)

In perioada preindustrială 280 0,80 288 0 0In 1995 360 1,70 310 280 484Creşterea anuală 0,5% 0,9% 0,25% 4% 4%Potenţialul de încălzire 1 32 160 14 000 17 000

ppmv - părţi pe milion (10-6),volumic; ppbv - părţi pe miliard (10-9), volumic, pptv - părţi pe bilion (10-12), volumic.

Studierea evoluţiei temperaturi medii globale pe termen foarte lung evidenţiază o bună concordanţă între valorile acesteia şi concentraţiile CO2 şi CH4 din atmosferă (fig.10.9).

115

Fig. 10.9. Variaţia temperaturii medii globale şi a concentraţiilor de CO2 şi CH4

în decursul ultimilor 160 000 ani (după Lorius, 1991).

Datele de temperatură (medii globale) înregistrate de la începutul epocii industriale (mijlocul secolului trecut) au evidenţiat pentru emisfera nordică o creştere de ordinul a 0,5C (OMM, 1982). Pentru a evalua efectele creşterilor viitoare a concentraţiei gazelor responsabile de încălzire s-a apelat la modelele de circulaţie generală a atmosferei (GCMs) care îşi propun să simuleze sistemul climatic global. Aceste modele, ca de exemplu, CCCM (Canadian Climate Center Model) şi GISS (Goddard Institute for Space Studies) au fost aplicate pentru a studia răspunsul sistemului în cazul diferitelor scenarii climatice care presupun dublarea concentraţiei de CO2 până în anul 2050. Modelele prognozează o încălzire a straturilor joase ale atmosferei (de 1,9 - 5,2C până la sfârşitul secolului 21), concomitent cu răcirea straturilor mai înalte (Delecolle, 1995). In ceea ce priveşte precipitaţiile, se consideră că la nivel global ele nu se vor modifica sau se vor modifica foarte puţin. Totuşi se va asista la o intensificare a secetei (scăderea umidităţii solului) ca urmare a diminuării volumului zăpezii. Asupra acestui subiect se va reveni în cadrul capitolului referitor la schimbările climatice. Este evident faptul că aceste schimbări climatice vor avea repercusiuni economice şi sociale deosebite. Unul din domeniile în care consecinţele vor fi însemnate este agricultura.

Interesul internaţional pentru problematica efectului de seră este ilustrat şi de faptul că peste 150 de ţări au semnat în 1992 la Rio de Janeiro Convenţia Cadru a Naţiunilor Unite asupra Schimbărilor Climatice (UNFCCC - United Nations Framework Convention on Climate Change) prin care se inventariază gazele cu efect de seră, se stabilesc măsurile de limitare a emisiilor şi de adaptare la schimbările climatice. Aceste obligaţii au fost reluate şi în Protocolul de la Kyoto al Convenţiei (1998). In scopul studierii impactului asupra agriculturii, Comunitatea Europeană a iniţiat o serie de programe printre care ENVIRONMENT, EPOCH, CLIVAR, COST.

Impactul estimat al schimbărilor climatice asupra culturilor şi producţiei agricole înseamnă în linii mari:

- reducerea duratei ciclurilor de vegetaţie ca urmare a creşterii temperaturii aerului;- diminuarea perioadelor de acumulare a produselor de producţie;- producţii potenţiale mai mari (ca urmare a creşterii cantităţii de CO2 şi deci a

asimilaţiei);- creşterea eficienţei de utilizare a apei.O serie de alte efecte, indirecte, cum ar fi problemele legate de sol, de competiţia cu

buruienile, etc., nu pot fi uşor evaluate.Aceste concluzii trebuie încă verificate datorită, pe de o parte incertitudinii predicţiilor

climatice şi, pe de altă parte, insuficientei înţelegeri a implicării factorilor climatici în procesele de creştere, dezvoltare a plantelor şi formare a producţiei. Modificarea nivelului de producţie va fi diferit de la o regiune la alta iar reacţiile fiecărei culturi, de asemenea specifice.

116

Cu toate că rezoluţia modelelor climatice amintite rămâne încă redusă, aplicarea lor pentru România a condus la următoarele rezultate (Marica, 2000) : pentru zonele sudice se estimează o creştere anuală a temperaturii cu 3,9 - 4,4C şi o variaţie lunară a precipitaţiilor de la -47% la +81% faţă de condiţiile actuale. Precipitaţiile vor creşte în timpul toamnei şi iernii şi vor fi mai reduse în sezonul de vară.

Studierea efectelor modificărilor climatice asupra biomasei a fost realizată cu ajutorul modelelor de tip CERES (capitolul 10). Pentru situaţia din România, rezultatele obţinute prin simulare cu modelul CERES-Wheat (Marica, 2000) arată că producţia de grâu va creşte faţă de condiţiile actuale cu 15 - 21%, creştere datorată efectului pozitiv al dublării concentraţiei de CO2 din atmosferă asupra fotosintezei, ceea ce contracarează efectul negativ al scurtării perioadei de vegetaţie prin creşterea temperaturii. In acelaşi timp, eficienţa de utilizare a apei (raportul dintre producţie şi evapotranspiraţie) va creşte faţă de cea din condiţiile actuale cu 14 - 59%. Pentru porumb, simulările cu modelul CERES-Maize pun în evidenţă în general creşterea semnificativă a producţiei în cazul porumbului neirigat şi o scădere a producţiei la neirigat, consecinţă a scurtării sezonului de vegetaţie prin creşterea temperaturilor la care se adaugă lipsa apei în fazele critice.

Pe lângă previziuni legate de schimbările climatice şi consecinţele acestora, organismele abilitate, cum este IPCC (Intergovernamental Panel on Climate Change - Grupul Interguvernamental asupra Schimbării Climei) sunt preocupate şi de elaborarea de strategii de răspuns. Acestea se îndreaptă în principal în două direcţii: mijloace de limitare şi reducere a emisiilor de gaze cu efect de seră şi elaborarea de măsuri de adaptare la schimbările previzibile care să micşoreze impactul negativ asupra mediului. In afara unor strategii generale se recomandă şi măsuri agricole care au ca efect potenţial reducerea emisiei gazelor cu efect de seră: utilizarea practicilor agricole de conservare a solului pentru reducerea emisiei de CO2, alternarea compoziţiei fertilizanţilor, asimilarea CO2 prin creşterea biomasei, acoperirea solului cu culturi de iarnă (Marica, 2000).

10.5. Radiaţia solară şi plantele. Modelarea producţiei fotosintetice potenţiale

Răspunsul plantelor la acţiunea luminiiPlantele care conţin clorofilă sunt singurele organisme capabile să capteze o mică

parte din energia solară şi să o transforme în substanţe organice. Din această cauză studierea interacţiunii dintre radiaţia solară, unul din factorii de vegetaţie de primă importanţă, şi plante prezintă un interes deosebit. Această interacţiune este complexă ca şi răspunsurile plantelor la acţiunea stimulului luminos (fotosinteză, fotomorfogeneză, fototropism, fotonastie, fotoperiodism).

Reacţiile plantelor la acţiunea luminii depind de :1. caracteristicile stimulului luminos;2. modul de interacţiune dintre radiaţiile electromagnetice în general şi plante;3. modificarea caracteristicilor stimulului luminos la pătrunderea în interiorul unui

înveliş vegetal;4. modul de utilizare a radiaţiilor din diferite domenii spectrale (în fotosinteză, în

fotomorfogeneză, etc).

Caracteristicile stimulului luminos De interes pentru interacţiunile radiaţiei solare cu plantele sunt durata de iluminare,

intensitatea şi compoziţia luminii.

Durata de iluminare reprezintă numărul de ore din zi în care plantele beneficiază de acţiunea luminii. După reacţia lor la durata iluminării plantele pot fi împărţite în plante de zi

117

lungă (orzul, sfecla, grâul, secara ) la care ziua lungă favorizează înflorirea şi fructificarea şi plante de zi scurtă (porumbul, soia) care înfloresc şi fructifică în condiţii de zi scurtă.

Intensitatea. S-a constatat că lumina mai intensă influenţează favorabil înflorirea, fructificarea, rezistenţa de cădere, compoziţia chimică a recoltei, culoarea şi gustul fructelor. (Guş ş.a., 1998). Unele plante ca bumbacul, floarea-soarelui, sfecla de zahăr, preferă intensităţi crescute ale luminii în timp ce altele cum ar fi inul de fuior, dovleacul, fasolea, trifoiul, cânepa, preferă lumina slabă, difuză ceea ce le recomandă pentru versanţii cu expunere nordică şi sub formă de culturi intercalate.

Compoziţia. S-a constatat că radiaţiile roşii şi cele galbene au cea mai mare importanţă pentru fotosinteză şi pentru sinteza hidraţilor de carbon, iar cele albastre pentru sinteza substanţelor proteice. De asemenea raportul dintre radiaţia roşie şi cea infraroşie este important în fotomorfogeneză şi fotoperiodism.

Modificarea caracteristicilor stimulului luminos în interiorul unui înveliş vegetalClimatul luminos în interiorul unui înveliş vegetal joacă un rol însemnat în procesele

de creştere şi dezvoltare. Modul în care decurge procesul de fotosinteză depinde nu numai de absorbţia radiaţiei solare din domeniul 400 - 700 nm, ci şi de repartiţia acestei radiaţii în interiorul învelişului. Bilanţul energetic şi, în consecinţă consumul de apă al plantelor, sunt şi ele guvernate de absorbţia radiaţiei, iar conductanţa stomatică, care reglează transferurile hidrice, depinde de asemenea de iluminarea frunzelor. Morfogeneza este legată la rândul ei de variaţiile distribuţiei spectrale a radiaţiei solare în interiorul învelişului vegetal, în mod special de raportul dintre cantitatea de radiaţie roşie (0,66 m) şi cea din domeniul infraroşu apropiat (0,73 m).

Modificarea radiaţiei globale in interiorul învelişului vegetal se poate exprima printr-o lege asemănătoare legii Bouguer - Lambert:

zLAILKexpgoEgzE (10.33) în care:

goE reprezintă radiaţia globală la partea superioară a învelişului vegetal gzE - radiaţia globală la nivelul z în interiorul învelişului LK - coeficient de extincţie care este funcţie de arhitectura învelişului

vegetal şi de geometria iluminării; acesta este mai mic şi relativ constant în jurul prânzului şi mai mare la începutul şi sfârşitul zilei.In interiorul învelişului vegetal se modifică şi compoziţia spectrală a luminii,

distribuţia spectrală a energiei variind funcţie de adâncimea de pătrundere a radiaţiei şi de indicele suprafeţei foliare (tabelul 10.3).

Tabelul 10.3Variaţia ponderii radiaţiei din diferite domenii spectrale funcţie de profunzimea de pătrundere

a radiaţiei solare în interiorul cuverturii vegetale, exprimată prin intermediul LAI(z)(după Guyot, 1997):

LAI (z) 0 1 2 3 4 5verde / roşu 1.02 1.12 1.21 1.33 1.62 2.1infraroşu apropiat/roşu 0.86 1.33 2.08 3.03 4.65 7.9PAR / infraroşu 1.06 0.66 0.37 0.21 0.10 0.04

Notă: PAR reprezintă fracţiunea din radiaţia solară cuprinsă în domeniul spectral 0,4-0,7m şi cunoscută ca radiaţie fotosintetic activă (Photosynthetically Active Radiation ).

118

Datele din tabel conduc la o serie de concluzii: straturile situate către baza cuverturii vegetale primesc de 5-8 ori mai multă energie în infraroşu apropiat decât în roşu iar radiaţia verde reprezintă dublul celei roşii. De asemenea, aceste straturi pot primi de 10-20 de ori mai multă radiaţie infraroşie comparativ cu cea activă fotosintetic. Acestea modificări se vor reflecta în modul în care frunzele aflate la diferite niveluri în interiorul învelişului răspund la acţiunea luminii.

Radiaţia solară şi fotosinteza. Modelarea producţiei fotosintetice potenţialeRadiaţia activă fotosintetic (PAR) este factorul dominant al fotosintezei. Sediul

fotosintezei este cloroplastul, organit celular ce conţine pigmenţii fotosensibili. Principalii pigmenţi sunt clorofila a şi b (de culoare verde) şi carotenoizii (galbeni). Clorofila a prezintă două maxime de absorbţie, unul în albastru (0,440 m) şi celălalt în roşu (0,650 - 0,700 m). Prin comparaţie, clorofila b absoarbe mai puternic în albastru şi mai slab în roşu.

Transformarea energiei radiante în energie chimică înmagazinată în legăturile interatomice ale substanţelor sintetizate începe prin excitarea unui electron din structura clorofilei de către fotonii radiaţiei electromagnetice incidente. Ceea ce urmează este o înlănţuire de procese cuplate şi cuplante, ce au ca rezultat desfăşurarea proceselor metabolice.

Din radiaţia globală o foarte mică parte este utilizată în fotosinteză (fig. 10.12), cele mai mari cantităţi fiind implicate în procesul de reflexie, absorbite de către sol şi implicate în schimburile termice şi convective. Fracţiunea utilizată în fotosinteză este de numai 1% pe întreg ciclul de vegetaţie al unei culturi, 2-3% în faza activă de creştere şi 4-5% dacă se efectuează determinări pe intervale de timp foarte scurte, de ordinul orelor, şi nu se ia în consideraţie respiraţia nocturnă.

Fig. 10.12. Repartizarea radiaţiei globale în cursul primei jumătăţi a unei zile

Modelarea fotosintezei după schema devenită clasică a lui Monteith (1977) se bazează pe teoria conform căreia producţia netă este proporţională cu asimilaţia netă, care la rândul ei depinde de radiaţia activă fotosintetic (PAR) interceptată sau absorbită de cuvertura vegetală. Astfel producerea de materie uscată su în unitatea de timp poate fi calculată funcţie de radiaţia globală gE :

g

g

PAR

PAR

iPAR

iPARe E

E

E

E

E

E

suCesuC

(10.34)

119

sau : gcibe EεεεsuC (10.35)

în care: su reprezintă creşterea de substanţă uscată datorată fotosintezei;

eC - coeficient de conversie în energie al substanţei uscate formate (12 MJ kg-1);PARE - radiaţia activă fotosintetic;

iPARE - fracţiunea interceptată de cuvertura vegetală;

cε - randamentul climatic; corespunde fracţiunii din radiaţia globală reprezentată de PAR şi este aproximativ 0,48;

iε -randamentul intercepţiei PAR de către cuvertura vegetală; depinde de indicele foliar şi structura cuverturii;

bε - eficienţa conversiei în substanţă uscată a radiaţiei interceptate sau absorbite (randament biologic); depinde de plantă şi starea sa fiziologică.

Acestei abordări i s-au adus completări (Bethenod, 1995) care ţin cont de mecanismele fiziologice implicate în producţia de biomasă. In acest context, considerând rolul carbonului, eficienţa biologică este exprimată ca produsul a doi factori şi anume fε , eficienţa fotosintezei (grame de CO2 fixat de fiecare joule de radiaţie activă fotosintetic absorbită) şi convε , eficienţa conversiei în biomasă a CO2 asimilat:

convfb εεε (10.36)

iPAR

nCf E

Aε (10.37)

nC

econv A

suCε

(10.38)

- fiind asimilaţia netă a cuverturii vegetale.Relaţiile anterioare permit calculul cantităţii de substanţă uscată produsă într-un

anumit interval de timp:

dtgEcεiεbε

t

teC

su 2

1

1 (10.39)

Dacă, pe parcursul unui ciclu vegetativ randamentele pot fi considerate constante atunci relaţia (10.39) arată că biomasa produsă este funcţie liniară de expunerea energetică

PARH .Tabelul 10.4 prezintă valori ale randamentelor definite mai sus iar figura 10.13

dreptele ce reprezintă relaţia liniară dintre cantitatea de substanţă uscată şi radiaţia activă

fotosintetic pentru două culturi, porumb şi lucernă, drepte a căror pantă este raportul e

b

C

ε.

Tabelul 10.4Randamente parţiale ( bci ,ε,εε ) şi randamentul total ( bci εεεε ) pentru

diferite culturi agricole (după Bonhomme, 1994)Cultura iε cε bε

porumb 0,48 0,41 0,057 0,011lucernă 0,48 0,59 0,033 0,009

120

Fig. 10.13. Relaţia dintre creşterea de substanţă uscată şi PAR interceptat (după Bonhomme, 1994)

Modelarea mai exactă a producţiei fotosintetice potenţiale impune luarea în consideraţie şi a altor aspecte şi anume: modul de repartizare a radiaţiei active fotosintetic între diferitele nivele foliare, suprafeţele frunzelor precum şi felul în care decurge asimilaţia netă a CO2 în funcţie de radiaţia disponibilă. Aici intervin în plus o serie de factori legaţi de genotip şi mediu (tipul de activitate metabolică, temperatura, cantitatea de CO2 din aer, potenţialul hidric foliar, etc.).

Fotomorfogeneza şi fotoperiodismulDacă radiaţia solară furnizează, prin fotosinteză, biomasa necesară creşterii, ea

intervine de asemenea şi asupra altor fenomene de reglare a dezvoltării plantelor, din care cele mai importante sunt fotomorfogeneza şi fotoperiodismul.

Fotomorfogeneza se referă la modificarea structurilor plantei ca răspuns la variaţia compoziţiei spectrale a luminii, în particular, ca răspuns la existenţa unui dezechilibru dintre radiaţia roşie şi cea infraroşie.

Fotoperiodismul este efectul duratei zilei asupra fenomenelor de creştere şi dezvoltare. Plantele reacţionează diferit faţă de lungimea zilei, ceea ce a condus, după cum s-a arătat deja, la împărţirea lor în plante de zi scurtă şi plante de zi lungă. Se presupune că fotoperiodismul este legat de un anumit timp biologic, care serveşte plantelor drept « ceasornic intern ». Ritmicitatea zilnică a proceselor biologice este cuprinsă între 21 şi 28 de ore (ritmuri circadiene). Alte procese biologice supuse ritmurilor circadiene mai amintim : gutaţia, diviziunea celulară, creşterea rădăcinii, etc. Lumina serveşte ca un « comutator » în desfăşurarea acestui ritm diurn.

Răspunsurile morfogenetice ale plantelor depind de detecţia semnalului luminos de către fotoreceptori specializaţi, fitocromul şi criptocromul, sensibili în principal la compoziţia spectrală a luminii. Modificările care apar în cantitatea şi calitatea luminii induc răspunsurile fiecărei plante dintr-o cuvertură vegetală care vor modifica şi regla structura cuverturii. Cunoaşterea acestor modificări este necesară în modelarea funcţionării culturilor.

Radiaţiile considerate active în fotomorfogeneză, MAR (Morphogenetcally Active Radiation, denumite aşa prin analogie cu PAR), sunt cele cuprinse între 0,2 şi 0,8 m, în particular 0,66m (660 nm) şi 0,73 m (730 nm) pentru fitocrom şi 300-500 nm pentru criptocrom.

Fitocromul se găseşte sub două forme; P660 (forma inactivă) şi P730 (forma activă), indicii reprezentând lungimile de undă pe care le absoarbe fiecare. In lumina albă există un echilibru între concentraţiile celor două forme, ceea ce corespunde unui echilibru al fluxurilor

121

de fotoni din domeniile roşu şi infraroşu apropiat. Forma activă pentru morfogeneză este P730

iar acţiunea sa va fi funcţie de concentraţia relativă:

730660

730

PP

PΦc

(10.40)

Sub incidenţa luminii roşii (cu lungime de undă 660 nm) forma P660 se transformă în P730 care, sub acţiunea luminii de 730 nm , revine la forma P660.

Raportul dintre lumina roşie şi cea infraroşie se modifică urmare a vecinătăţii, a competiţiei între plante sau a creşterii suprafeţei foliare (tabelul 10.3). Plantele le vor recepţiona drept modificări ale concentraţiilor în care se găsesc cele două forme, P660 şi P730, ceea ce conduce la stimularea sau frânarea unui proces biologic.

Se consideră că valoarea raportului c constituie o bună descriere a calităţii luminii responsabile de morfogeneză. De asemenea, se recomandă utilizarea raportului “zeta“:

nm735si725intrefotonidefluxul

nm665si655intrefotonidefluxulζ (10.41)

Pentru buna funcţionare a fitocromului o importanţă deosebită o are nu numai calitatea luminii (distribuţia ei spectrală) ci şi cantitatea ei.

In afara proceselor amintite, radiaţia solară joacă un rol important în reglarea activităţii enzimatice, în absorbţia sărurilor minerale şi transportul lor prin plantă, în gradul de deschidere al stomatelor, în reglarea structurală şi funcţională a aparatului fotosintetic.

Intensitatea luminii şi durata zilei au şi acţiune indirectă asupra plantelor. De exemplu, ea influenţează intensitatea inoculului patogen la plante, a proceselor care preced infecţia, a perioadei de incubaţie, ca şi sensibilitatea plantei la atac.

10.6. Dirijarea regimului de lumină al plantelor

Pentru a se utiliza la maxim posibil efectele dorite ale interacţiunii dintre stimulul luminos şi plante se caută diferite metode de dirijare a regimului acestui factor.

Pentru aceasta se apelează la diferite mijloace (Pintilie,ş.a.,1985, Guş,ş.a.,1998):- zonarea culturilor care are în vedere realizarea unei cât mai bune concordanţe între

resursele climatice şi cerinţele biologice ale plantelor;- practicarea de culturi intercalate : cele care au nevoie de lumină mai puţin intensă

sau difuză se intercalează, de exemplu, printre porumb sau pomi;- crearea unui climat luminos optim în interiorul cuverturii vegetale prin controlul

densităţii plantelor şi combaterea buruienilor;- fertilizare , care conduce la suprafeţe foliare cât mai apropiate de optim, etc.Dirijarea propriu-zisă a regimului de lumină este posibilă în sere, solarii, fitotroane.

CAPITOLUL 11BILANŢUL ENERGETIC LA SUPRAFAŢA SOLULUI

11.1. Schimburile de energie la suprafaţa solului. Ecuaţia bilanţului energetic

122

In fiecare moment, la nivelul suprafeţelor (sol, apă sau vegetaţie), există aporturi de energie (radiaţie globală şi radiaţie atmosferică) şi de masă (precipitaţiile şi CO2). Ca urmare, în funcţie de caracteristicile masei de aer (temperatură, umiditate, vânt, conţinut în dioxid de carbon) şi ale suprafeţei subiacente, în afara schimburilor radiative, între suprafaţa considerată şi aerul din vecinătatea ei apar şi schimburi convective, conductive şi de masă. Toate schimburile, inclusiv cele de masă, pot fi considerate de natură energetică, pentru că ele corespund unui consum de energie şi anume, în cazul apei, fluxului de căldură latentă, iar în cazul dioxidului de carbon, fluxului de căldură fixată prin fotosinteză.

Bilanţul energetic pentru un sistem dat este reflectarea legii conservării energiei. La stabilirea lui se iau în consideraţie fluxurile energetice (de fapt densităţile fluxurilor) care “intră“ şi cele care “părăsesc“ sistemul precum şi variaţia “stocurilor“ de energie.

Schimburile de energie implicate se desfăşoară sub forme diferite care depind de procesele fizice implicate:

1. schimburi radiative, legate de radiaţia solară şi de radiaţia terestră;2. schimburi convective cu atmosfera;3. schimburi conductive cum este transferul căldurii în sol;4. schimburi energetice implicate în transformările de fază ale apei (vaporizare,

condensare);5. schimburi energetice implicate în procesele biochimice cum sunt oxidările organice;6. schimburile energetice implicate în fotosinteză;7. aporturile de energie ca urmare a precipitaţiilor, etc.

CAPITOLUL 12TEMPERATURA SOLULUI

12.1. Proprietăţile termice ale solului

Proprietăţile termice ale unei substanţe se pot exprima cu ajutorul următoarelor mărimi fizice:

căldura specifică (c) - cantitatea de căldură necesară pentru ridicarea cu un grad a temperaturii unităţii de masă din acea substanţă( J kg-1 grad-1 sau cal g-1 grad-1);

capacitatea calorică (C) - cantitatea de căldură necesară pentru ridicarea un grad a temperaturii cantităţii de substanţă (J grad-1 sau cal grad-1);

conductivitatea termică (K) - cantitatea de căldură transportată prin unitatea de suprafaţă, în unitatea de timp, sub acţiunea unui gradient termic unitar (J m-1 grad-1 s-1 sau cal cm-1 grad-1s-1);

difuzivitatea termică (D) - raportul dintre conductivitatea termică (K) şi capacitatea calorică, exprimată volumetric ( c ) :

cρ

KD (12.1)

Proprietăţile termice ale solului, determinate în principal de compoziţie, structură, textură şi umiditate, sunt dificil de estimat datorită eterogeneităţii sale texturale şi structurale. In scopul calculării lor au fost propuse formule (de Vries, citat de Canarache, 1990) care ţin cont de compoziţia solului şi de proprietăţile termice ale diferitelor componente ( tabelul 12.1).

Tabelul 12.1Însuşirile termice ale principalelor componente ale solului (după A. Canarache, 1990)

123

Componente ale solului Capacitate calorică Conductivitate termicăcal/(cm s grad)

Difuzivitate termicăcm3/s

Masicăcal/(g grad)

Volumetricăcal/(cm3 grad)

Minerale silicatice 0.15 - 0.21 0.46 - 0.54 0.007 – 0.021 0.016 - 0.038Humus 0.4 - 0.5 0.56 - 0.60 0.00060 0.01Apă 1 1 0.00140 0.0014Aer 0.25 0.0003 0.00005 0.17

Astfel, pentru capacitatea calorică,C , respectiv pentru conductivitatea termică, K ,a unui sol se propun următoarele formule:

100

60,048,0 wvMOMMC

(12.2)în care MM - conţinutul în material mineral (%)

MO - conţinutul în materie organică (%) wv - conţinutul de apă (%)

iii

iiii

fK

Kfk

K (12.3)

unde :ik - raport, specific fiecărei componente i a solului, între gradientul termic existent în

componenta respectivă şi în apă; if - fracţia volumetrică a componentei „i”; iK - conductivitatea termică a componentei „i”.Valorile prezentate în tabelul 12.1 şi cunoaşterea principalelor proprietăţi structurale

ale unor tipuri de soluri permit formularea câtorva concluzii asupra însuşirilor lor termice:- solurile argiloase care conţin mai multă apă şi puţin aer se încălzesc mai greu, în

timp ce solurile nisipoase, care conţin puţină apă şi mult aer, se încălzesc mult mai uşor;- solurile cu exces de apă se încălzesc totdeauna mai greu şi mai puţin (apa are căldură

specifică mare) şi de aceea sunt considerate “soluri reci“;- datorită faptului că aerul are conductivitatea termică foarte mică iar apa mult mai

mare, solurile nisipoase, care conţin mult aer, se încălzesc foarte uşor însă numai la suprafaţă; solurile argiloase, care conţin mai multă apă, se încălzesc mai greu, dar pe o adâncime mult mai mare;

- solurile argiloase, în comparaţie cu cele nisipoase, se răcesc mai încet noaptea deoarece transmit căldura acumulată în straturile mai profunde, în mod treptat, către suprafaţă.

Încălzirea solului este condiţionată şi de alţi factori în afara celor deja amintiţi. Menţionăm: natura acoperirii sale (vegetaţie, zăpadă, gheaţă), gradul de acoperire, expoziţie, pantă, temperatura aerului şi precipitaţiile. Astfel, un înveliş vegetal bine dezvoltat, vara, absoarbe o parte importantă din energia solară, straturile de la suprafaţă în acest caz fiind mai reci decât ale unui sol neacoperit. Iarna, vegetaţia se comportă ca un strat izolator, micşorând pierderile de căldură din sol.

Zăpada, datorită conductivităţii termice reduse, protejează solul de temperaturile scăzute din timpul iernii. Sub stratul de zăpadă temperatura este mai mare decât a solului neacoperit (tabelul 12.2) :

Tabelul 12.2

124

Temperatura (C), măsurată la ora 13, la suprafaţa solului şi a zăpezii(după Pintilie, ş.a., 1985)

Luna Grosimea stratului de zăpadăTemperatura la suprafaţa zăpezii

20 cm 40 cm 60 cmianuarie - 11,2 - 8,5 - 6,3 - 22,6februarie - 9,2 - 5,2 - 4,2 - 18,7

Orientarea şi înclinarea terenului. S-a constatat că temperatura solului este întotdeauna mai mare pe pantele cu expoziţie sudică decât pe cele cu expoziţie nordică. Diferenţe termice se remarcă chiar şi în cazul micilor denivelări ale suprafeţei cum sunt cele determinate de arături.

12.2. Regimul temperaturii solului

Regimul temperaturii în sol include variaţia acestui parametru atât în timp cât şi pe adâncimea profilului de sol.

Măsurătorile efectuate într-o zonă, atât la scara unei zile cât şi la scara unui an, au evidenţiat variaţii periodice ale temperaturii solului a căror amplitudine scade însă destul de repede cu adâncimea. Cum aceste variaţii pot fi asimilate unor sinusoide, pentru temperatura de la suprafaţa solului , sT , se poate scrie :

msms ttωsinATT (12.4)

în care:mT este temperatura medie la suprafaţa solului

sA - amplitudinea termică la suprafaţă

ω - pulsaţia: τ

π2ω , τ fiind perioada (86 400 secunde la scara unei zile şi

365 zile la scară anuală)t - timpulmt - momentul de timp pentru care ms TT .

Transferul căldurii în sol poate fi descris cu ajutorul legilor lui Fourier:

z

TkΦ ss

(12.5)

2

2s

t

T

cρ

K

t

T

(12.6)

Dacă mediul (solul) este considerat omogen şi semifinit şi se iau în consideraţie numai fluxurile conductive pe direcţie verticală, transferul temperaturii în sol este descris de o sinusoidă amortizată, soluţie a ecuaţiei (12.6):

dm

dsm z

zttωsin

z

zexpATzT (12.7)

în carez reprezintă adâncimea

dz - adâncimea de atenuare a undei termice care depinde de însuşirile termice ale mediului:

ω

D2zd (D fiind difuzivitatea termică) (12.8)

125

Relaţia (12.7) ilustrează principalele caracteristici ale undei termice la adâncime, comparativ cu cea de la suprafaţa solului şi anume:- la adâncime perioada oscilaţiilor termice se păstrează;- amplitudinea oscilaţiilor termice scade odată cu creşterea adâncimii; unda termică anuală

va avea o adâncime de atenuare de 3651,19 ori mai mare decât cea zilnică;- între unda termică la suprafaţa solului şi cea de la o adâncime z se remarcă un defazaj

egal cu dz

z (care creşte liniar cu adâncimea).

Figura 12.1 ilustrează şi ea unele din caracteristicile menţionate.

Fig. 12.1 - Variaţia zilnică a temperaturii solului

Cele prezentate mai sus sunt valabile pentru un sol omogen a cărui difuzivitate termică poate fi considerată constantă şi în condiţiile în care variaţia temperaturii la suprafaţă este asimilată cu o sinusoidă.

12.3. Importanţa cunoaşterii regimului termic al solului. Posibilităţi de dirijare

Cunoaşterea proprietăţilor termice ale solurilor are o deosebită utilitate practică pentru agricultură deoarece temperatura joacă un rol important în asigurarea condiţiilor normale de viaţă pentru plante şi pentru microorganismele din sol ca şi în procesul de solificare (Pintilie, ş.a., 1985; Canarache, 1990; Blaga,ş.a., 1996).

Plantele au cerinţe specifice nu numai faţă de temperatura aerului ci, în mod direct sau indirect, şi faţă de temperatura solului. Menţionăm câteva aspecte:

- germinaţia seminţelor are loc numai la temperaturi ale solului situate între o valoare minimă şi una maximă, valori care diferă de la o cultură la alta. Astfel, temperaturile minime la care seminţele pot germina sunt cuprinse între 0 - 1C (lucernă) şi 8 - 10C (porumb, soia, fasole) iar temperaturile optime sunt cuprinse între 25C (grâu, secară) şi 37 - 45C (porumb). Cunoaşterea temperaturii minime la care are loc germinaţia este importantă pentru stabilirea epocii şi adâncimii de semănat.

- după răsărire plantele au în continuare cerinţe specifice faţă de temperatură. Temperatura solului influenţează creşterea sistemului radicular şi chiar şi a organelor de deasupra solului;

- solubilitatea sărurilor nutritive din sol, oxidările , schimbul de gaze sunt corelate cu temperatura solului;

- regimul termic al solului influenţează şi gradul de aprovizionare cu apă al plantelor. Dacă temperaturile sunt scăzute (2 - 3C) plantele nu mai pot absorbi apa chiar dacă solul este umed (secetă fiziologică). Fenomenul se întâlneşte primăvara devreme când datorită încălzirii

126

stratului superficial al solului vegetaţia se reia dar, în profunzime, temperaturile rămân scăzute;

- în zone caracterizate prin acelaşi regim termic al aerului, existenţa unor tipuri diferite de sol determină deosebiri în desfăşurarea proceselor fenologice ale culturilor, cauza fiind încălzirea diferită a acestora.

Prin zonarea culturilor (Capitolul 16) se caută ca cea mai mare parte din cerinţele plantelor faţă de temperatură să fie satisfăcute. Există însă şi situaţii în care trebuie intervenit asupra regimului termic al solului cu menţiunea că posibilităţile lui de dirijare sunt în general limitate la stratul superior. Enumerăm aici o serie de măsuri care se iau în acest scop (Guş, ş.a., 1998):

- încorporarea de materii organice care prin descompunere eliberează căldură;- drenarea solului;- reţinerea zăpezii;- mulcirea solului; acoperirea solului cu folie de material plastic conduce la creşteri ale

temperaturii solului de 4 - 5C;- irigarea cu apă la temperatură mai ridicată decât cea a solului;- folosirea surselor de încălzire pentru sere, solarii, ş. a.

12.4. Îngheţul solului

O problemă deosebită o constituie îngheţul solului care, în condiţiile climatice din ţara noastră se petrece în cele mai multe ierni, în aceiaşi iarnă existând mai multe cicluri îngheţ - dezgheţ. În harta din figura 12.2 este prezentată zonarea adâncimii maxime de îngheţ.

Fig. 12.2 - Zonarea adâncimii maxime de îngheţ (cm) pe teritoriul României (după Donciu şi Gogorici, citaţi de Canarache, 1990)

Îngheţul are consecinţe atât asupra plantelor cât şi asupra solului:- cum în cele mai multe situaţii îngheţul solului este însoţit de geruri, plantele pot fi

direct afectate ca urmare a temperaturilor foarte scăzute, sau ca urmare a fenomenului de “descălţare“ (desprinderea plantulelor de masa solului, consecinţă a schimbărilor de volum ale solului);

127

- datorită faptului că primăvara solul rămâne o perioadă ceva mai lungă îngheţat în adâncime în timp ce la suprafaţă este deja dezgheţat, apa provenită din precipitaţii sau din topirea zăpezii, neputându-se infiltra, saturează partea superioară a profilului de sol. Aceasta face ca o serie de lucrări agricole să fie dificil de executat;

- alternanţele îngheţ - dezgheţ au efect favorabil asupra solului ducând la fărâmiţarea bulgărilor, mărunţirea şi structurarea lui.

CAPITOLUL 13TEMPERATURA AERULUI

13.1. Încălzirea (răcirea) aerului atmosferic

Sursa principală pentru încălzirea atmosferei este suprafaţa terestră. In transferul căldurii de la suprafaţa terestră către atmosferă, precum şi în interiorul atmosferei, rolul principal îl joacă următoarele procese, prezentate deja în capitolele anterioare:

1. schimbul de căldură convectiv şi cel turbulent;2. absorbţia şi re-emisia radiaţiilor de undă lungă ( transferul radiativ);3. transformările de fază ale apei ( evaporarea, condensarea şi sublimarea );

acestea decurg fie cu consum, fie cu eliberare de căldură ceea ce contribuie, alături de alte procese, la stabilirea regimului termic al aerului atmosferic;

4. schimbul de căldură molecular: propagarea căldurii în atmosferă se poate realiza şi prin conducţie termică. Dar conductivitatea termică a aerului fiind foarte mică, cantităţile de căldură transportate prin acest proces sunt reduse;

5. transportul orizontal al maselor de aer (advecţia).

13.2.Variaţiile temperaturii aerului

Variaţiile temporaleSe disting două tipuri de variaţii în timp ale temperaturii aerului : variaţii periodice şi

variaţii neperiodice sau accidentale.Variaţiile periodice. Atât în decursul unei zile cât şi al unui an, variaţia temperaturii

aerului, la latitudinile noastre, se prezintă sub forma unei simple oscilaţii (fig.13.1 a şi b). Maximul diurn se situează în jurul orei 14, iar minimul cu puţin timp după răsăritul Soarelui. Maximul anual se situează, în regiunile cu climat continental, în luna iulie, iar minimul în luna ianuarie.

Pe lângă momentele producerii temperaturilor extreme este important să se cunoască ordinul de mărime al acestor temperaturi ca şi diferenţa dintre ele (amplitudinea). Valorile maximului, respectiv minimului diurn de temperatură, permit caracterizarea zilelor şi nopţilor. Astfel, în practica meteorologică se foloseşte următoarea terminologie:

zi tropicală - când temperatura maximă 30C zi de vară - temperatura maximă 25Cnoapte tropicală temperatura minimă 20Czi de îngheţ - temperatura minimă 0 Czi de iarnă - temperatura maximă 0 C.

128

Fig. 13.1 - Variaţiile periodice ale temperaturii aerului la staţia Bucureşti – Băneasa(a - zilnică; b - anuală)

La rândul său, amplitudinea permite caracterizarea climatului.. Amplitudinea anuală ajută la definirea gradului de continentalism al unei localităţi care va fi cu atât mai mare cu cât amplitudinea termică este mai mare:

bosin

AaC

(13.1)

în care A este amplitudinea termică anuală (C) - latitudinea localităţii, a, b, O - constante.Amplitudinea diurnă a temperaturii aerului depinde de: latitudine, anotimp, relief,

natura suprafeţei subiacente precum şi nebulozitate.Astfel, cele mai mari amplitudini diurne se realizează pe continente, la latitudini de 30

- 40 grade. Spre latitudini mai mari sau mai mici, valoarea amplitudinii se reduce.Anotimpul influenţează şi el valoarea amplitudinilor diurne, vara acestea putând

atinge, la latitudinile mijlocii, 10 - 15C, în timp ce iarna diferenţa se reduce la 4 - 6C.Natura suprafeţei subiacente (uscat sau apă) modifică semnificativ valorile

amplitudinii termice. In regiunile de deşert amplitudinea diurnă poate atinge 50C, în timp ce, în alte regiuni, la aceleaşi latitudini, amplitudinea nu depăşeşte 1 - 2C. Acoperirea suprafeţei cu vegetaţie sau zăpadă, modifică de asemenea amplitudinea datorită modificării bilanţului radiativ la nivelul suprafeţei.

Relieful, prin altitudine, expunere şi pantă, modifică atât amplitudinea variaţiei diurne, reducând-o, precum şi momentele producerii temperaturilor extreme, pe care le decalează.

Nebulozitatea conduce în general la scăderea amplitudinii diurne a temperaturii aerului.

Amplitudinea anuală depinde în general de aceiaşi factori, cu excepţia latitudinii şi a anotimpurilor, iar influenţa lor este asemănătoare cu cea din cazul amplitudinii zilnice.

Variaţiile neperiodice ale temperaturii aerului sunt determinate de procesele advective (calde sau reci) din diferite perioade ale anului şi care constituie perturbaţii în mersul normal al temperaturii aerului. Cele mai cunoscute şi de interes pentru agricultură sunt pătrunderile reci din luna mai şi încălzirile puternice din lunile septembrie şi octombrie. Pe baza studiilor climatice, aceste perioade sunt în general cunoscute cu destulă precizie, ceea ce permite luarea unor măsuri practice aşa cum sunt cele de apărare împotriva îngheţurilor. Este vorba de răcirile din 7 - 17 februarie, 9 - 13 mai, 20 - 25 mai şi 10 - 14 iunie şi încălzirile de la sfârşitul lunii septembrie, începutul lunii octombrie şi 10 - 12 noiembrie.

129

Variaţiile cu altitudinea ale temperaturii aerului în straturile joase ale atmosferei. Inversiunile termice

După cum s-a arătat la structura verticală a atmosferei, în troposferă în mod normal are loc scăderea temperaturii aerului cu creşterea altitudinii. Inversiunile termice sunt anomalii ale profilului vertical de temperatură, adică o creştere a temperaturii aerului odată cu creşterea altitudinii. Aceste anomalii apar de obicei în atmosferă pe grosimi care nu sunt foarte mari şi pot avea caracter temporar sau cvasi-permanent. Ele pot fi rezultatul diferitelor procese, cum sunt cele radiative, de evaporaţie, de advecţie, frontale, etc., cele care se produc în apropierea suprafeţei solului fiind de interes pentru agricultură. Amintim aici câteva tipuri de inversiuni:

- inversiunile de radiaţie care se manifestă în straturile joase ale atmosferei şi sunt generate de bilanţul radiativ negativ din timpul nopţii; acestora li se asociază, de obicei, îngheţurile nocturne de primăvară;

- inversiunile frontale care iau naştere în zona de contact dintre două mase de aer cu caracteristici diferite; aerul cald şi umed se suprapune peste aerul rece, mai greu, generând inversiunea frontală căreia îi este asociată şi o creştere a conţinutului în vapori de apă.

13.3. Temperatura aerului şi plantele. Sume de temperaturi

Temperatura - factor de vegetaţieTemperatura, alături de lumină şi apă, condiţionează desfăşurarea proceselor

fundamentale care au loc în plante (fotosinteză, respiraţie, transpiraţie, absorbţia apei, etc.). Fiecare din aceste procese decurg la temperaturi situate între un minim şi un maxim, între care se găseşte un interval optim pentru proces. Aceste valori sunt specifice pentru fiecare specie cultivată, fază de creştere şi nivel dorit al recoltei (Guş, ş.a., 1998), ceea ce delimitează aria de răspândire a fiecărei specii cultivate. Trebuie să se ţină cont însă de faptul că temperatura aerului şi a solului sunt strâns legate între ele iar acţiunea lor asupra plantelor este simultană.

Rolul temperaturii în creşterea şi dezvoltarea plantelor este confirmat şi de faptul că acest parametru se regăseşte în formulele de calcul al celor mai importanţi indici climatici globali şi ai producţiei (Capitolul 15).

Cerinţele plantelor faţă de căldurăDupă cerinţele faţă de căldură plantele se împart în :

- plante megaterme - care necesită temperaturi ridicate pentru creştere şi dezvoltare (> 40C)

- plante mezoterme - care necesită temperaturi medii (10 - 40C)- plante microterme - care se dezvoltă bine la temperaturi scăzute (0 - 15C)

Majoritatea plantelor de cultură sunt plante mezoterme.Posibilităţile de adaptare ale plantelor la variaţiile de temperatură sunt şi ele diferite.

Funcţie de acest criteriu, plantele se clasifică în :- plante euriterme ( cele care se pot adapta la variaţii de temperatură) şi- plante stenoterme ( cele care nu pot trăi decât în anumite limite de temperatură).Dacă se are în vedere harta temperaturilor medii anuale întâlnite pe teritoriul ţării

noastre se constată că sudul ţării şi vestul Banatului, cu temperaturi medii anuale mai mari de 11C este favorabil unor plante megaterme ca bumbacul, orezul, ricinul, arahidele. In zonele caracterizate de temperaturi medii anuale peste 8C (izoterma de 8C urmăreşte în general conturul Munţilor Carpaţi), există condiţii de vegetaţie pentru majoritatea plantelor de cultură din zona temperată. Efectul încălzirii prin curenţi descendenţi (efectul de foehn) remarcat în Carpaţii de curbură, în vestul Podişului Transilvaniei şi în Subcarpaţii Getici, conduc la un regim termic mai ridicat decât cel normal, favorizând unele culturi ca viţa-de-vie, castanul, etc. In arealul cuprins între izotermele de 8C şi 6C, ceea ce corespunde altitudinilor de 600 -

130

800 m, se dezvoltă bine mai ales unele plante mezoterme şi microterme (in de fuior, rapiţă, cartof, secară, trifoi).

Acelaşi regim termic este valabil şi pentru depresiunile intracarpatice. Repartiţia temperaturilor pe diverse zone geografice şi necesarul de căldură al plantelor, alături de cerinţele plantelor faţă de ceilalţi factori climatici, stau la baza efectuării de zonări agroclimatice.

Pentru studierea efectelor resurselor termice se recurge la o serie de variabile climatice cum sunt temperaturile medii anuale, temperaturile medii ale celei mai calde luni (iulie), temperaturile medii ale celei mai reci luni (ianuarie) sau variabile agroclimatice şi anume: sume de temperaturi biologic active, corespunzătoare anumitor praguri biologice, sume de temperaturi sub un prag dat (<0C,-3C,-5C...) şi altele. Semnificaţia şi utilitatea lor este prezentată în continuare.

Legi de creştere şi dezvoltareExperienţa a arătat că realizarea diferitelor stadii de dezvoltare la plante este direct

legată de efectele cumulate ale temperaturii în decursul timpului. Aceasta a condus la stabilirea unor legi de creştere şi dezvoltare în care factorul principal îl constituie temperatura. In literatura de specialitate se defineşte viteza de creştere prin creşterea raportată la unitatea de timp, viteză care este funcţie de temperatură:

td

dXV (13.2)

în care X reprezintă o mărime care traduce diferenţa între starea finală şi cea iniţială a plantei iar t - timpul.

Produsul dintre această viteză şi un interval de timp (care poate fi de ordinul zilelor sau chiar al orelor pentru fenomenele foarte rapide) conduce la estimarea creşterilor elementare dtVdX , a căror sumă, pe un interval de timp, permite estimarea creşterii:

2

1

t

t

dtVX (13.3)

Prin analogie cu viteza de creştere se defineşte şi o viteză de dezvoltare, şi ea funcţie de temperatură. Dezvoltarea corespunde unei modificări calitative în structura plantei, modificări ce pot fi descrise cu ajutorul reperelor fenologice sau stadiilor de dezvoltare. Viteza de dezvoltare se defineşte ca inversul intervalului de timp necesar pentru a trece de la un stadiu de dezvoltare la următorul, adică pentru a parcurge o fază de dezvoltare (Durand, 1967; citat de Guyot,1997). In aceste condiţii, realizarea unei faze complete corespunde sumei dezvoltărilor elementare. Ea este cu atât mai rapidă cu cât temperatura medie creşte, până se atinge un optim, după care apar efecte inhibatoare care încetinesc realizarea fazei (fig. 13.2).

Viteza de dezvoltare (sau de creştere) în cazul multor plante, poate fi asimilată unei drepte pentru temperaturi cuprinse aproximativ între 10 şi 30C. Extrapolarea dreptei până la viteză de dezvoltare zero, permite determinarea pragului biologic (prag aparent de dezvoltare), oT . Planta se dezvoltă şi sub această temperatură, dar extrem de încet şi puţin, iar în mod obişnuit această dezvoltare (creştere) se neglijează. Pragul biologic este diferit de la o specie la alta şi în cele mai multe cazuri el se situează deasupra temperaturii minime de germinaţie. De exemplu, pentru porumb şi fasole el este de 10C iar pentru floarea soarelui 7C.

131

Fig. 13.2 - Dependenţa vitezei de creştere de temperatură

Relaţia (13.3) este utilă pentru estimarea creşterii sau a realizării unei faze sau ansamblu de faze, în condiţiile în care se cunoaşte modul de acţiune al temperaturii asupra vitezei de creştere sau dezvoltare ceea ce revine la cunoaşterea funcţiei V (T). Acest lucru este posibil utilizând una din următoarele legi (aproximaţii) bazate pe determinări experimentale:

1. Aproximaţia liniară

oTTaV (13.4)

în care a este panta dreptei care aproximează creşterea (constantă varietală).Această relaţie, după cum arată şi determinările experimentale, este aplicabilă pentru o

gamă de temperaturi cuprinse între pragul TO şi o temperatură maximă peste care viteza de dezvoltare scade rapid.

Creşterea se obţine prin însumarea creşterilor elementare :

2

1

t

t

o dtTTaX (13.5)

sau, dacă însumarea se face pe intervalul de timp necesar pentru realizarea unei faze fenologice (N zile) iar iT este temperatura medie din ziua “i“ :

N

ioi TTaX

1 (13.6)

Diferenţele între media termică a unei zile şi pragul biologic sunt cunoscute ca temperaturi zilnice efective, (Ti - To), şi ele sunt considerate grade zilnice utile pentru creştere (Mică Enciclopedie Agricolă, 1988).

Realizarea unei faze pentru o specie dată se petrece numai dacă se acumulează un anumit număr de grade zilnice utile. Sumele de temperaturi medii zilnice efective necesare pentru realizarea fiecărei faze fenologice, exprimă din punct de vedere cantitativ cerinţele plantelor faţă de temperatură şi sunt întâlnite în literatura de specialitate şi sub denumirea de indici termici (Neacşa,ş.a.,1979), sau de constante termice. Valorile acestor sume de temperatură pentru câteva culturi sunt date în tabelul 13.1:

Tabelul 13.1Indicii termici caracteristici pe interfaze la principalele culturi de câmp (după Neacşa, 1979) Cultura INTERFAZA

132

Grâu detoamnă

Semănat-răsărit120C (>0C)

Răsărit-înfrăţit400-450C(>0C)

Formarea paiului-Înspicare295C (>5C)

Inspicare -maturitate ceară540C (>5C)

Porumb Semănat - răsărit100C (>0C)

Răsărit - apariţia paniculului460-700C (>10C)

Semănat-maturitate deplină1280-1650C (>10C)

Floareasoarelui

Semănat- răsărit85C (>5C)

Răsărit- înflorit900-970C(>5C)

Inflorit-Maturitate ceară1200-1600C(>5C)

Semănat-maturitate deplină2200-2600C

Sfeclă de zahăr

Semănat- răsărit150-200 C (>0C)

Răsărit-începerea alungirii hipocotilului600-700C (>0C)

Inceperea alungirii hipocotilului-maturitate de recoltare1900-2100C (>0C)

Când suma de temperaturi se face în raport cu zero fizic, se mai foloseşte noţiunea de temperaturi active. Sumele de temperatură se exprimă în grade-zi. Un grad-zi corespunde unei diferenţe de 1C între temperatura medie zilnică a aerului şi o temperatură de referinţă (prag). Aceste praguri s-au stabilit pe baza analizelor statistice a datelor de observaţie asupra culturilor.

Metoda sumelor de temperatură este utilizată în principal în prognoza datelor de producere a diferitelor stadii fenologice. Plecând de la cunoaşterea constantelor termice pentru realizarea fiecărei faze fenologice ale unei specii şi ţinând cont de valorile prognozate ale temperaturii, se poate stabili, cu o precizie acceptabilă, data la care se vor “acumula“ gradele-zi necesare realizării unei anumite faze. Astfel, prin comparaţie cu temperaturile normale pentru o perioadă, lucrările agricole specifice anumitor faze de vegetaţie vor trebui planificate decalat în timp, după cum temperaturile prognozate se situează peste sau sub normal.

Aceste sume de temperaturi sunt utile de asemenea pentru zonarea agroclimatică. Resursa termică are manifestări diferite în spaţiu şi timp ceea ce determină existenţa unor regiuni în care temperaturile medii, maxime sau minime cumulate pe anumite intervale de timp să fie şi ele diferite. Zonarea sumelor temperaturilor medii peste pragul de 10C, de exemplu, se foloseşte în mod curent ca indicator în decizia de a cultiva anumite specii acolo unde cerinţele plantelor se corelează cu oferta zonei.

Una din limitele metodei sumelor de temperaturi se datorează faptului că ea nu este singurul factor climatic care afectează dezvoltarea. Cu toate că se acceptă în general temperatura ca factor principal pentru dezvoltare, trebuie luaţi în considerare şi ceilalţi factori climatici. Aceştia intervin ca modulatori, prin funcţii cu valori cuprinse între zero şi unu, care acţionează ca “frâne“ sau “acceleratori“ pentru creştere (Grancher, ş.a., 1995):

DΨPΦTRTΘV iiiii (13.7)

133

în care:T reprezintă temperatura

iV - viteza de parcurgere a fazei “i“ TΘ i - funcţie care exprimă efectul accelerator al temperaturii TR i - funcţie care exprimă efectul vernalizant al temperaturilor scăzute PΦ i - funcţie care exprimă efectul fotoperioadei DΨ i - funcţie care exprimă efectul deficitului hidric.

Aceste funcţii sunt prezentate schematizat în figura 13.3. Stabilirea lor, considerată dificilă, trebuie făcută pentru fiecare genotip în parte.

Fig. 13.3 - Reprezentarea schematică a funcţiilor care exprimă efectul temperaturii, fotoperioadei şi a deficitului hidric asupra vitezei de creştere (după Grancher ş.a., 1995).

2. Aproximaţia exponenţială (metoda 10Q )La temperaturi scăzute, variaţia vitezei de dezvoltare nu mai poate fi considerată

liniară. Pentru această zonă de temperaturi s-a ajuns la concluzia că o lege exponenţială exprimă mai bine desfăşurarea proceselor de creştere şi dezvoltare:

TbeaV (13.8)

a şi b fiind constante varietale.Termenul 10Q desemnează raportul dintre viteza de creştere la temperatura (T+10) şi

viteza de creştere la temperatura T :

b

Tb

Tbe

ea

ea

TV

TVQ 10

10

1010

(13.9)

Viteza de creştere devine astfel :

1010

T

QaV (13.10)

Sumarea creşterilor (dezvoltărilor) elementare pe un număr N de zile conduce la :

151

N

i

Ti

QaX1

1010

(13.11)iT - fiind, ca şi în cazul anterior, temperatura medie a zilei “i“.

In aceste relaţii

N

i

Ti

Q1

1010 este tot un indice de creştere sau dezvoltare.

S-a constatat că acest tip de aproximaţii permite urmărirea creşterii şi dezvoltării fazelor fenologice la plantele furajere în perioada de început de primăvară. Conform acestor legi este evident că vor trebui mai multe zile cu temperaturi scăzute pentru a atinge numărul de grade-zi sau sumele 10Q necesare realizării unei faze. Interesul practic este o mai bună planificare a datelor optime pentru semănat, recoltare, etc.

Acţiunea frigului şi a căldurii asupra plantelor pereneUnele plante, cum sunt cele perene, trec atât prin perioade active cât şi prin perioade

de viaţă latentă (repaus) (Milică ş.a., 1982). In climatul temperat aceasta se datorează existenţei sezoanelor calde şi a celor reci. Durata repausului este impusă în principal de menţinerea temperaturilor scăzute. Aşa cum s-a mai menţionat temperaturile joase sunt necesare pentru înflorire şi fructificare. După parcurgerea repausului biologic are loc ieşirea plantelor din această stare şi ea se petrece când temperatura mediului ambiant depăşeşte un anumit prag biologic şi când s-au “acumulat“ un anumit număr de grade de frig.

Pentru prognoza datei de apariţie a unei anumite faze fenologice cum ar fi înflorirea pomilor fructiferi, Bidabe (1967, citat de Guyot, 1997) a propus o metodă care ia în consideraţie acţiunea succesivă a frigului şi a căldurii:

In prima etapă se determină data ieşirii din repaus considerând un indice de acţiune a frigului de formă exponenţială (asemănător cu indicele din secţiunea anterioară):

1010

T

f QI

(13.12)

Autorul propune calcularea acestui indice cu ajutorul temperaturilor maxime MT şi a celor minime mT începând cu data de 1 octombrie :

10

1010

102

1mM TT

f QQI

(13.13)Data ieşirii din repaus va corespunde zilei în care suma indicilor de acţiune a frigului

atinge un anumit prag (de exemplu în cazul soiului Golden Delicios valoarea pragului este 90).

După această dată se ia în consideraţie acţiunea temperaturilor prin intermediul unui indice de acţiune a căldurii:

10

1010

102

1mM TT

c QQI

(13.14)Înflorirea va avea loc atunci când suma indicilor de căldură va depăşi şi ea un prag

(referindu-ne la acelaşi exemplu, valoarea de 620).

13.4. Variaţiile de temperatură. Mijloace de diminuare a efectelor dăunătoare ale temperaturilor extreme

152

O influenţă particulară o au variaţiile de temperatură, atât cele periodice (de tip diurn şi anual) cât şi cele neperiodice, accidentale.

S-a evidenţiat rolul favorabil pe care îl are termoperiodismul. Astfel, s-a constatat că la unele plante creşterea este stimulată de acţiunea alternantă a temperaturilor diurne, mai ridicate, cu cele nocturne, mai scăzute (termoperiodism diurn). Există de asemenea un termoperiodism anual : numeroase plante nu pot înflori şi fructifica, aşa cum s-a văzut şi în secţiunea anterioară, decât dacă sunt supuse pe parcursul iernii unor temperaturi suficient de scăzute şi pe perioadă suficient de lungă (vernalizare). Termoperiodismul este strâns legat de fotoperiodism.

Rezistenţa plantelor la variaţiile accidentale de temperatură, temperaturi excesive sau îngheţuri se explică prin capacitatea lor de termoadaptare, în special a aparatului foliar. Termoadaptarea este posibilă datorită schimburilor continue dintre plantă şi mediul înconjurător şi se sprijină pe particularităţile fiziologice ale plantei. Când însă condiţiile termice depăşesc limitele zonei biocinetice, la plante apar o serie de dereglări fiziologice. In cazul persistenţei temperaturilor extreme se apelează la o serie de mijloace ce au drept scop diminuarea pierderilor datorate acţiunii acestora.

Temperaturile iau valori deosebit de ridicate în condiţiile unei insolaţii puternice, a lipsei apei la nivelul suprafeţelor şi în absenţa vântului. In aceste condiţii, în afara varietăţilor bine adaptate climatului local şi eventualelor riscuri de temperaturi ridicate, mijloacele de luptă sunt destul de limitate. Ele sunt îndreptate în principal în două direcţii:

- reducerea radiaţiei solare prin umbriri (culturi sub strat de arbori, umbrirea serelor); - răcire (intensificarea evaporării apei direct de pe vegetaţie, utilizarea sistemelor de

răcire în cazul serelor, irigaţii) .In ceea ce priveşte temperaturile scăzute (îngheţurile), în agrometeorologie trebuie

făcută deosebirea între :- cele care se produc în perioada de iarnă, consecinţa prezenţei unei mase de aer reci

şi uscate, şi care durează mai multe zile; împotriva acestora nu există nici un mijloc de protecţie în afară de rezistenţa naturală a vegetaţiei; ceea ce este deosebit de important în acest caz este modul în care se instalează temperaturile foarte scăzute: dacă temperatura aerului a scăzut progresiv, procesul de călire asigură rezistenţa plantelor; dacă aceasta se petrece brusc, plantele vor avea de suferit;

- cele care se produc primăvara târziu şi care sunt datorate, în principal, pierderilor radiative nocturne; temperaturile pot coborî noaptea valori sub 0C şi, în funcţie de starea vegetaţiei, se impune luarea de măsuri.

La apariţia îngheţurilor de primăvară contribuie, pe lângă răcirea radiativă nocturnă, şi alţi factori :

- absenţa vântului,- starea solului sau starea suprafeţei sale (solul intervine prin capacitatea sa de a

înmagazina căldură ziua şi a o restitui suprafeţei în timpul nopţii; un sol tasat şi umed, cu capacitate calorică mare, va reduce într-o oarecare măsură riscul de îngheţ, în timp ce un sol lucrat la suprafaţă, va avea capacitate calorică redusă, accentuând riscul de îngheţ),

- umiditatea aerului; aceasta tinde în general să limiteze răcirea suprafeţei:- advecţia de aer rece; poate apărea ca urmare a scurgerii arului rece, mai greu, de-a

lungul pantelor, constituind un factor de agravare a riscului de îngheţ.Plantele sunt cu atât mai sensibile la îngheţurile de primăvară cu cât starea lor de

vegetaţie este mai avansată. Asupra acestei probleme se va reveni în secţiunea consacrată riscurilor meteorologice, temperaturile deosebit de scăzute ca şi cele excesive făcând parte din această categorie.

Există metode pasive şi metode active de luptă împotriva îngheţurilor.

153

Metodele pasive. Studiile agroclimatice efectuate pentru zonele de interes, completate cu informaţiile pe care le oferă teledetecţia în domeniul infraroşu termic, constituie punctul de plecare pentru o apărare pasivă. Aceasta constă în evitarea pantelor şi văilor unde aerul rece poate stagna, în utilizarea celor mai favorabile expuneri ale terenului, în efectuarea de lucrări ale solului care să-i mărească capacitatea calorică. Şi, nu în ultimul rând, trebuie ţinut cont de rezistenţa la temperaturi scăzute a anumitor varietăţi.

Metodele active se bazează pe cunoaşterea prognozei agrometeorologice privitoare la riscul de îngheţ nocturn. Cu toate că există şi metode care se bazează pe aspecte biologice şi chimice, căi bacteriologice, acestea nu dau încă rezultate satisfăcătoare. Cel mai adesea sunt utilizate metodele prin care se realizează reducerea pierderilor radiative (acoperire cu folii de plastic, mulcire, etc.) sau încălzirea artificială (arderea de pneuri, utilizarea de panouri radiante). Se utilizează de asemenea udarea prin aspersiune, apa venind cu un surplus de energie care se datorează temperaturii sale în general mai mare decât a suprafeţei.

CAPITOLUL 14APA ÎN SISTEMUL SOL-PLANTĂ-ATMOSFERĂ

Apa, ca mediu intern, este implicată în toate procesele fundamentale ale organismelor vii. Ponderal, este constituentul cel mai important al plantelor şi animalelor. Apa constituie solventul universal, atât în mediul interstiţial cât şi în cel intracelular, în care au loc reacţiile chimice caracteristice materiei vii. Ea este vectorul de transport al materialelor de la un organ la altul şi de eliminare a produşilor de dezasimilaţie în afara organismelor vii. In cazul plantelor, apa, alături de CO2, este reactantul primar în fotosinteză. Având conductibilitate termică şi căldură specifică foarte mari, apa constituie factorul esenţial de tamponare a variaţiilor de temperatură în cadrul organismelor. In afara acestor funcţii de bază ale apei, mai pot fi enumerate şi altele (Săndoiu, 1996). Ca factor de mediu, participă la dizolvarea compuşilor din sol, transportul substanţelor nutritive, etc.

Apa este prezentă atât în atmosferă, sub formă de vapori de apă, ceaţă, nori, cât şi pe suprafaţa solului şi în sol, ca urmare a căderilor de precipitaţii, a topirii zăpezii, la care, în unele situaţii, se adaugă aportul freatic.

14.1. Umezeala atmosferică

In atmosferă apa se găseşte sub toate cele trei stări de agregare, gazoasă (vapori de apă), lichidă (ploaie, nori, ceaţă, rouă) şi solidă (zăpadă, gheaţă, grindină). In mod continuu au loc transformări dintr-o stare în alta, însoţite fie de consum, fie de eliberare de energie.

14.1.1. Evaporaţia şi evapotranspiraţia (ET)

Apa aflată în atmosferă se găseşte în cea mai mare parte sub formă de vapori (~95%) care apar ca urmare a procesului de evaporare a apei de la suprafaţa lacurilor, mărilor, solului, precum şi ca urmare a transpiraţiei plantelor. Procesul complex, evapotranspiraţia, care reuneşte atât latura fizică cât şi pe cea fiziologică, va fi abordat, mai pe larg într-o secţiune special consacrată.

Evaporaţia, trecerea apei din stare lichidă în stare de vapori, la suprafaţa unui lichid sau a unui mediu umed, la o temperatură inferioară punctului de fierbere, are loc în condiţiile în care presiunea vaporilor din aer este sub valoarea presiunii de saturaţie. Transformarea de fază este însoţită de consum de energie (căldură latentă) care este preluată din mediul

154

înconjurător. Din aceste motive, evaporaţia (sau evapotranspiraţia) se poate exprima ca flux de căldură latentă (J m-2 sec-1). După cum deja s-a arătat, în bilanţul energetic al unei suprafeţe naturale, în condiţii de alimentare optime cu apă, în decursul unei zile, acest termen este unul din cei mai importanţi.

Cantitatea de apă care se evaporară la nivelul unei suprafeţe depinde de :- radiaţia netă la nivelul suprafeţei- temperatura aerului şi cea a suprafeţei evaporante- viteza vântului la nivelul suprafeţei- deficitul de saturaţie - presiunea atmosferică- natura suprafeţei şi- cantitatea de apă disponibilă la nivelul suprafeţei considerate.Transpiraţia, pierderea de apă de către plante, în special la nivelul frunzelor, apare

atunci când presiunea vaporilor de apă în celulele frunzelor este mai mare decât presiunea vaporilor din atmosferă. Ea este o funcţie vitală a plantelor deoarece contribuie la transportul substanţelor nutritive din sol în plantă şi, de asemenea, protejează planta de supraîncălzire.

Transpiraţia este controlată de aceiaşi factori atmosferici ca şi evaporaţia, cărora li se adaugă o serie de factori caracteristici plantei sau învelişului vegetal :

- stadiul de dezvoltare- indicele foliar- temperatura frunzelor- cantitatea de apă din sol accesibilă plantei.

14.1.2. Parametrii ce definesc umezeala aerului

Umezeala aerului, definită de cantitatea de vapori de apă din atmosferă, poate fi caracterizată printr-o serie de mărimi (INMH, 1995) şi anume:

tensiunea vaporilor de apă sau tensiunea actuală vaporilor de apă ( e ) - reprezintă presiunea parţială a vaporilor de apă într-un volum de aer dat, aflat în echilibru termodinamic cu o suprafaţă evaporantă de apă sau gheaţă; se măsoară în unităţi de presiune (mm col Hg, mb, hPa).

In cazul în care volumul de aer este saturat în vapori de apă, tensiunea actuală are valoarea maximă, numită tensiune de saturaţie sau tensiune maximă (E).

dacă e < E , aerul este considerat nesaturat cu vapori de apă şi evaporaţia poate continua;

dacă e = E , aerul este saturat cu vapori de apă;dacă e > E , ceea ce are loc numai în condiţii speciale, aerul este

suprasaturat cu vapori de apă. umezeala absolută ( a ) - cantitatea de vapori de apă, exprimată în grame,

conţinută într-un metru cub de aer umed; se exprimă în g/ m3 ; umezeala specifică ( q ) - cantitatea de vapori de apă, exprimată în grame,

conţinută într-un kilogram de aer umed; se exprimă în g/ kg; umezeala relativă ( U ) - raportul procentual dintre tensiunea actuală a

vaporilor de apă şi tensiunea maximă, în aceleaşi condiţii de temperatură :

100E

eU (14.1)

Umezeala relativă arată cât de aproape este aerul umed de starea de saturaţie, definită prin egalitatea e = E , deci U = 100%.

deficitul de saturaţie sau de umezeală ( d ) - diferenţa dintre tensiunea maximă a vaporilor de apă şi tensiunea actuală, la o temperatură şi presiune date:

155

eEd (14.2) punctul de rouă ( ) - temperatura la care aerul umed trebuie să se răcească

pentru ca să devină saturat în prezenţa apei pure, fără schimbarea presiunii şi a raportului de amestec.

La saturaţie tensiunea vaporilor devine egală cu tensiunea maximă iar temperatura aerului egală cu punctul de rouă.

raportul de amestec ( r ) - raportul dintre masa vaporilor de apă conţinuţi într-un volum de aer umed şi masa aerului uscat, conţinut în acelaşi volum de aer :

ep

er

622,0 (pentru aerul nesaturat) (14.3)

Ep

Er

622,0 (pentru aerul saturat cu vapori de apă) (14.4)

14.1.3. Variaţia zilnică şi anuală a umezelii aerului

Variaţia zilnică a umezelii aerului, redată fie prin valorile tensiunii actuale a vaporilor de apă, fie prin cele ale umezelii absolute sau specifice, se prezintă în anotimpul rece sub forma unei simple oscilaţii, cu un maxim şi un minim apropiate ca moment de timp de maximul şi minimul temperaturii aerului. In anotimpul cald, în regiunile continentale în special, umezeala aerului se prezintă sub forma unei duble oscilaţii ( două maxime, la orele 8 - 9 dimineaţa şi 22 seara şi două minime, în preajma răsăritului şi după - amiaza). Acest tip de variaţie este legat de formarea, în după - amiezele de vară, a curenţilor ascendenţi, care antrenează şi vaporii de apă de la suprafaţa Pământului.

Umezeala relativă, U , se caracterizează printr-o variaţie zilnică inversă variaţiei temperaturii aerului. Amplitudinea sa zilnică este mai mare vara decât iarna.

Variaţia anuală a umezelii aerului, exprimată prin valorile lui e, a sau q, prezintă un perfect paralelism cu variaţia anuală a temperaturii aerului. La latitudinile noastre, maximul se produce în iulie iar minimul în ianuarie.

Variaţia anuală a umezelii relative, U, prezintă deosebiri importante de la regiune la regiune. In zona oraşului Bucureşti, de exemplu, această variaţie prezintă un maxim principal în decembrie şi unul secundar în iunie, şi un minim principal în august şi unul secundar în aprilie.

14.1.4. Variaţia cu înălţimea a umezelii aerului

Tensiunea actuală a vaporilor de apă din atmosferă scade cu creşterea înălţimii după o lege exponenţială asemănătoare cu cea urmată de presiune:

630010

h

oh ee

(14.5)

în care oe - tensiunea actuală a vaporilor de apă la nivelul solului, he - tensiunea actuală a vaporilor de apă la altitudinea h.

14.1.5. Umezeala aerului şi plantele

Vaporii de apă, pe lângă faptul că provoacă variaţii ale temperaturii aerului şi dau naştere precipitaţiilor, influenţează în mod direct procesele vitale din cadrul organismelor vegetale. În cazul umezelii scăzute a aerului transpiraţia plantelor se intensifică şi consumul lor de apă creşte. Dacă apa pierdută nu poate fi compensată integral de apa din sol, celulele plantelor se deshidratează şi plantele se ofilesc. Umezeala atmosferică ridicată împiedică transpiraţia precum şi o serie de procese cum sunt polenizarea, înflorirea, fructificarea.

156

Atacurile agenţilor patogeni sunt şi ele influenţate de umezeala atmosferei. De exemplu, majoritatea insectelor se dezvoltă bine atunci când umezeala relativă este cuprinsă între 45 şi 85 %.

14.2. Produse de condensare

14.2.1. Procesul de condensare (sublimare) a vaporilor de apă din atmosferă

Condensarea (sublimarea) vaporilor de apă din atmosferă depinde de mai mulţi factori care asigură condiţiile fizice necesare pentru transformările de fază ale apei, fiind de asemenea condiţionată şi de prezenţa nucleilor de condensare.

Astfel, în atmosferă condensarea are loc atunci când:- temperatura aerului scade sub temperatura punctului de rouă, volumul său rămânând

constant;- volumul suferă o destindere adiabatică , care conduce la răcirea lui;- apare, simultan, atât o scădere de temperatură cât şi de volum, ceea ce reduce

capacitatea de reţinere a umezelii aerului, sub conţinutul existent anterior modificărilor amintite;

- în urma procesului de evaporare, când umezeala aerului creşte până la saturaţie.Cel mai frecvent în natura este întâlnită scăderea temperaturii aerului sub

temperatura punctului de rouă, ca urmare a unuia din următoarele fenomene :- răcire de contact,- amestecul maselor de aer cu temperaturi diferite,- răcirea dinamică a atmosferei.Răcirea de contact apare în situaţia în care o masă de aer cald şi umed se deplasează

peste o suprafaţă mai rece. Într-o noapte senină, radiaţia puternică a suprafeţei solului va răci suprafaţa foarte rapid şi această răcire a suprafeţei se va extinde gradual asupra aerului umed din vecinătatea ei, reducându-i temperatura până la punctul la care apare condensarea. Produsele care rezultă sunt roua, ceaţa sau îngheţul, funcţie de cantitatea de umezeală implicată, de grosimea pe care se face resimţită răcirea aerului, precum şi de valoarea punctului de rouă.

Amestecul diferitelor straturi în interiorul unei aceleiaşi mase de aer sau amestecul a două mase de aer cu temperaturi diferite, poate conduce de asemenea la condensare. Ca urmare, în masa de aer, suprasaturată cu vapori de apă, se vor forma nori. Amestecul vertical al aerului poate avea aceleaşi consecinţe.

Surplusul de umezeală din aer care apare ca urmare a evaporării, când un aer mai rece se deplasează deasupra unei suprafeţe mai calde, poate determina formarea ceţii.

Cea mai importantă cauză a condensării rămâne totuşi procesul dinamic al destinderii adiabatice, însoţit de răcire. Destinderea adiabatică apare în cele mai multe cazuri datorită deplasărilor verticale ale aerului.

In apropierea suprafeţei Pământului, majoritatea proceselor sunt ne-adiabatice, datorită tendinţei aerului de a se amesteca şi de a-si modifica unele din caracteristicile sale prin deplasări laterale, turbulenţă si alte procese fizice legate de acestea. Când însă un volum de aer are o deplasare verticală, transformările care au loc sunt de cele mai multe ori adiabatice, din cauză că aerul este, din punct de vedere termic, slab conducător şi volumul de aer, ca întreg, tinde să-şi păstreze propria sa identitate termică.

Ca urmare a condensării sau sublimării vaporilor de apă din atmosferă, se formează produse de condensare alcătuite din picături fine de apă sau cristale de gheaţă. După locul unde iau naştere, se disting:

157

1. depunerile sau depozitele ( roua, bruma, chiciura ), atunci când condensarea are loc pe suprafaţa solului sau a obiectelor de pe sol;

2. ceaţa, atunci când procesele se produc în imediata vecinătate a solului;3. norii, când procesele menţionate au loc în atmosfera liberă.

14.2.2. Depunerile sau depozitele

Se prezintă sub formă de rouă sau brumă, după cum temperatura solului sau a obiectelor de pe sol este superioară sau inferioară temperaturii de 0C, dar apropiată acesteia. In condiţii de temperatură şi mai scăzută se formează chiciura. Procesul de formare a depunerilor, în general rezultatul unei răciri puternice prin radiaţie nocturnă, este favorizat de cerul senin şi de vântul slab.

Roua este o depunere de picături de apă care se formează pe obiectele a căror suprafaţă este suficient de răcită, de obicei prin radiaţie nocturnă, pentru a provoca condensarea directă a vaporilor de apă conţinuţi în aer. Ea se depune îndeosebi pe suprafeţele orizontale şi se observă numai în perioada caldă a anului.

Bruma reprezintă o depunere de gheaţă în formă de solzi, ace, pene sau evantaie şi care se formează pe obiectele a căror suprafaţă este suficient de răcită, de obicei tot prin radiaţie nocturnă, pentru a provoca direct sublimarea vaporilor de apă conţinuţi în aer. Fenomenul se observă numai în perioada rece a anului, în nopţile senine şi calme sau cu vânt slab. Bruma se observă la temperaturi uşor pozitive (2, 3C) însă frecvenţa cea mai mare se constată la temperaturi de -2, -3C. Vântul slab (până la 2 m/s) sau calm, umezeala relativă mai mare ca 80% şi nebulozitatea redusă, sunt condiţii care favorizează radiaţia nocturnă şi prin urmare şi bruma.

Chiciura reprezintă o depunere de gheaţă provenită în general din îngheţarea picăturilor de ceaţă sau nor în stare suprarăcită, pe obiectele a căror suprafaţă are temperatură negativă. Se depune pe ramurile arborilor, pe conductorii aerieni, etc. Condiţiile de depunere pentru chiciura moale sunt temperaturile de -8 , -10C şi vânt calm sau slab (2-3 m/s). Chiciura tare (granulară) este favorizată de prezenţa vântului, intensitatea depunerii crescând odată cu creşterea vitezei vântului. Frecvent la munte se ating grosimi de 20-30 cm, ceea ce corespunde unei supraîncărcări de 4 - 6 kg/m. Din această cauză chiciura este considerat un fenomen periculos prin pagubele pe care le poate provoca la conductorii aerieni şi la crengile pomilor.

14.2.3. Ceaţa

Ceaţa, ca şi norii, reprezintă din punct de vedere fizic, sisteme coloidale, alcătuite din particule fine de apă şi/sau cristale de gheaţă, care rămân în suspensie un anumit timp în aerul atmosferic şi care şi care reduc în mod sensibil transparenţa aerului (vizibilitatea).

Pentru formarea ceţii este necesară saturarea aerului cu vapori de apă. Saturaţia se realizează, după cum s-a arătat, prin răcirea aerului sau creşterea conţinutului în umezeală. Răcirea, sub temperatura punctului de rouă, se poate produce ca urmare:

- a radiaţiei nocturne; - advecţiei unei mase de aer mai cald şi umed deasupra unei suprafeţe mai reci;- ascensiunii aerului pe pantele unor forme de relief, ceea ce antrenează destinderea

aerului; - advecţiei unei mase de aer mai rece şi umed;

158

- creşterii conţinutului de umezeală ca urmare a evaporării la suprafaţa întinderilor mari de apă (râuri, lacuri, mări, soluri umede) sau ca urmare a apropierii unui front atmosferic.

In funcţie de aceste procese care conduc la formarea lor, ceţurile se clasifică în : ceţuri de radiaţie - care apar deasupra suprafeţei solului care pierde căldura

acumulată, prin radiaţie; ele se formează în condiţii de cer senin şi vânt slab, şi un rol determinant îl are natura suprafeţei subiacente;

ceţuri de advecţie - care se formează ca urmare a transportului unor mase de aer umed, calde sau reci, pe deasupra unor suprafeţe mai calde;

ceţuri de pantă - se dezvoltă în aerul care are o mişcare de ascensiune de-a lungul unei pante şi care se răceşte prin destindere adiabatică;

ceţuri de evaporare - cele care apar ca urmare a creşterii cantităţii de vapori de apă ca rezultat al unei evaporări intense;

ceţuri frontale - cele care apar prin creşterea cantităţii de vapori de apă datorată precipitaţiilor ce însoţesc fronturile şi evaporaţiei de pe solul umezit.

In afara clasificării după modul în care iau naştere, ceţurile mai pot fi clasificate şi după alte criterii, ca de exemplu :

după starea de agregare a particulelor care compun ceaţa: ceţuri apoase (formate din picături fine de apă) şi ceţuri de gheaţă (formate din cristale fine de gheaţă) care se formează la temperaturi mai mici de -10C prin îngheţarea picăturilor.

după intensitate (care poate fi apreciată prin gradul de reducere a vizibilităţii), ceţuri : dense, moderate, slabe şi, ca o categorie distinctă, aerul ceţos. In aerul ceţos vizibilitatea orizontală este sub 10 km dar nu mai puţin de 1 km.

In zonele unde poluarea aerului este mare, în condiţiile existenţei ceţii se formează smog-ul, rezultat al reacţiilor picăturilor de apă cu particulele de poluant.

Ca efecte, importante pentru agrometeorologie, ale prezenţei ceţii într-o anumită regiune menţionăm reducerea radiaţiei solare care ajunge la suprafaţa solului (cu consecinţe asupra producţiei agricole, dacă acest tip de evenimente meteorologice au frecvenţă crescută) şi creşterea duratei de umectare a organelor aeriene (ceea ce favorizează dezvoltarea anumitor boli). Umectarea, care poate fi şi rezultatul precipitaţiilor atmosferice sau al udării prin aspersiune, împreună cu temperatura aerului sunt considerate variabile agrometeorologice pertinente pentru prognoza micozelor aeriene şi a dăunătorilor.

14.2.4. Norii

Norii se formează în condiţiile în care condensarea sau sublimarea vaporilor de apă are loc în atmosfera liberă.

Din punct de vedere al microstructurii fizice şi a stării de agregare în care se găsesc particulele care formează norii, aceştia pot fi împărţiţi în :

nori apoşi, alcătuiţi din picături fine de apă (2 - 5 µm sau 50 - 150 µm) aflate la temperaturi pozitive sau negative (cazul apei suprarăcite);

nori de gheaţă, alcătuiţi din cristale de gheaţă şi nori micşti, care constau dintr-un amestec de picături de apă suprarăcită şi

cristale de gheaţă. Norul nu este un sistem stabil. El se află în continuă transformare datorită fenomenelor

de condensare şi evaporare care se petrec în masa sa şi, de asemenea, datorită mişcărilor ascendente şi descendente ale particulelor care alcătuiesc norul.

Clasificarea norilor se face, în principal, pe baza a două criterii :1. Procesul fizic care stă la baza formării lor şi care conduce la clasificarea genetică.

Acest proces este în general răcirea prin destindere adiabatică asociată unei mişcări

159

ascendente a aerului. In troposferă, unde se formează aproape totalitatea norilor, ascensiunea aerului poate avea mai multe cauze :

- prezenţa curenţilor de convecţie (nebulozitate convectivă);- existenţa unor pante (forme de relief) în drumul maselor de aer, pe care le obligă la

ascensiune (nebulozitate orografică);- ascensiunea aerului pe suprafeţele frontale (nebulozitate frontală).2. Aspectul exterior (morfologia norului).Pe baza acestor criterii a fost stabilită clasificarea internaţională care grupează norii

în genuri, specii şi varietăţi, ceea ce permite identificarea şi codificarea lor în mesajele meteorologice. Se deosebesc 10 genuri de nori:

Cirus (Ci)Cirocumulus (Cc)Cirostratus (Cs)Altocumulus (Ac)Altostratus (As)

Nimbostratus (Ns)Stratocumulus (Sc)Stratus (St)Cumulus (Cu)Cumulonimbus (Cb)

Speciile (ca de exemplu fibratus, uncinus, spissatus, castellanus, etc) exprimă unele particularităţi caracteristice ale formei norului. Norii mai pot prezenta unele caracteristici particulare, determinate de modul diferit de aranjare a elementelor constitutive, precum şi de gradul de transparenţă. Aceste caracteristici sunt exprimate prin varietatea norilor (intortus, vertebratus, modulatus, radiatus, etc).

Diferenţierea norilor în cadrul clasificării internaţionale se face şi în funcţie de plafonul lor. Există astfel :

- nori înalţi (situaţi în etajul 5 - 13 km) : Ci, Cc şi Cs;- nori mijlocii (situaţi în etajul 2 - 7 km) : Ac- nori inferiori (care au plafonul între suprafaţa terestră şi 2 km) : Sc, StCelelalte genuri de nori (As, Cu) se pot extinde pe cel puţin două etaje sau pe toate trei

( Ns, Cb).Prin nebulozitate se înţelege, în sens general, totalitatea norilor de pe bolta cerească

iar în sens restrâns, gradul de acoperire a cerului cu nori (INMH, 1995). Nebulozitatea se apreciază în zecimi din bolta cerească. După gradul de nebulozitate zilele se pot clasifica în :

- zile senine, pentru care nebulozitatea este cuprinsă între 0 şi 3,5;- zile noroase, cele cu nebulozitate între 3,6 şi 7,5 şi- zile acoperite, cu nebulozitate între 7,6 şi 10.La latitudinea la care este situată ţara noastră, nebulozitatea zilnică prezintă

caracteristici diferite funcţie de anotimp. Iarna are două maxime, unul principal în primele ore ale dimineţii şi cel de-al doilea către mijlocul după amiezii, şi două minime, cel principal înregistrându-se după miezul nopţii. Vara, nebulozitatea prezintă un minim dimineaţa şi un maxim principal după amiaza. Variaţia anuală diferă semnificativ de la regiune la regiune.

Nebulozitatea prezintă importanţă deosebită atât din punct de vedere meteorologic, cât şi agricol. Intre altele, ea contribuie la reducerea cantităţii de energie radiantă solară care ajunge la suprafaţa Pământului, cu implicaţii directe asupra funcţionării învelişului vegetal.

14.3. Precipitaţiile atmosferice. Influenţa precipitaţiilor asupra solurilor şi plantelor

Precipitaţiile atmosferice sunt reprezentate de toate produsele de condensare şi sublimare a vaporilor de apă din atmosferă care ajung la suprafaţa Pământului sub formă lichidă, solidă sau mixtă. Privitor la precipitaţiile atmosferice trebuie precizat modul în care

160

iau naştere, apoi felul, durata şi intensitatea lor. Importanţă prezintă şi cantitatea de apă care rezultă din precipitaţii precum şi influenţa acestora asupra solului şi plantelor.

Mecanismul formării precipitaţiilorPicăturile de apă existente în nor, formate direct pe nucleele de condensare, sunt

extrem de mici în marea lor majoritate şi nu pot părăsi norul. Pentru creşterea şi precipitarea picăturilor din cele mai multe tipuri de nori se acceptă la ora actuală două mecanisme:

1. Coliziunea particulelor (particule de apă, cristale de gheaţă sau picături de apă suprarăcită) şi fuziunea acestora ca urmare a dinamicii interne a masei de aer din masa norului. Fuziunea se realizează prin trei tipuri de procese şi anume coalescenţă (când ambele particule sunt lichide), agregare (combinarea a două particule solide) şi acreţie (combinarea unei particule lichide cu una solidă).

2. Procesul Bergeron - Findeisein legat de existenţa în nor a cristalelor de gheaţă şi a picăturilor de apă suprarăcită aflate unele în vecinătatea altora, procesul fiind relativ independent de dinamica acestora.

Forma, durata şi intensitatea precipitaţiilorDupă condiţiile de formare, temperatura şi sistemul noros din care cad, pot fi

observate următoarele forme de precipitaţii:- Ploaia - precipitaţia sub formă de picături de apă care pot fi observate distinct şi care cad

din nori predominant stratiformi (Ns, As, Sc). Poate avea caracter continuu sau intermitent sau caracter de aversă.

- Aversa de ploaie - este ploaia caracterizată prin începerea şi încetarea aproape bruscă şi prin variaţii de intensitate rapide, uneori violente. Cade de obicei din nori de origine convectivă (Cb). Este însoţită uneori şi de fenomene orajoase.

- Burniţa - este o precipitaţie uniformă caracterizată prin picături de apă foarte fine (sub 0,5 mm diametru) şi dese care cad întotdeauna din pături noroase continui şi în majoritatea cazurilor joase (St).

- Ninsoarea (zăpada) - este o precipitaţie solidă sub formă de cristale de gheaţă, izolate sau unite între ele. Cade, ca şi ploaia, din norii predominant stratiformi.

- Aversa de ninsoare - este ninsoarea caracterizată prin început şi sfârşit brusc, prin variaţii bruşte ale intensităţii, prin fulgi de dimensiuni mari. Cade din norii Cb şi este însoţită uneori de fenomene orajoase.

- Lapoviţa - este un amestec de picături de ploaie şi fulgi de zăpadă care cade dintr-un nor, la temperaturi apropiate de 0C.

- Aversa de lapoviţă - este lapoviţa cu caracter de aversă ce are particularităţi asemănătoare cu cele ale aversei de ninsoare.

- Măzărichea moale - este o precipitaţie sub formă de particule de gheaţă albă şi opacă ce cade dintr-un nor. Particulele sunt conice sau rotunjite iar diametrul lor poate atinge 5 mm.

- Măzărichea tare - reprezintă o precipitaţie sub formă de particule de gheaţă translucidă sau transparentă, de formă sferică cu vârfuri conice, care cade dintr-un nor. Căderile de măzăriche au întotdeauna caracter de aversă.

- Grindina - este formată din particule de gheaţă (greloane) transparente sau opace, în general de formă sferoidală, conică sau neregulată. Diametrul lor poate fi de 5 - 50 mm şi cad din nori fie separat fie aglomerat în blocuri de formă neregulată. Cade în general în perioada caldă a anului din norii Cb şi este însoţită de averse de ploaie şi uneori de oraje puternice şi vânt tare.

Mai pot fi menţionate ca forme de precipitaţii granulele de gheaţă şi acele de gheaţă, acestea din urmă observându-se în condiţii de cer senin, timp rece şi calm.

161

Cantitatea se exprimă prin grosimea stratului de apă ce s-ar forma după căderea precipitaţiilor pe o suprafaţă plană, impermeabilă, şi se măsoară în mm de apă sau L / m2. După cantitate deosebim precipitaţii:

- slabe, neînsemnate cantitativ (burniţele) - moderate - puternice, abundente (aversele)Intensitatea este dată de cantitatea de apă căzută într-o unitate de timp. După

intensitate putem deosebi precipitaţii torenţiale şi netorenţiale.Pentru a stabili caracterul torenţial al unei ploi se utilizează mai multe criterii din care

amintim criteriul Yarnell (Moţoc, ş.a., 1975, Guş, ş.a.,1998):108,5254,0 tit (14.6)

în care ti reprezintă intensitatea medie pe durata t; t - durata nucleului torenţial al ploii.Limitele de torenţialitate variază de la o regiune geografică la alta. Pentru România ele

sunt date în tabelul 14.1. Tabelul 14.1 Limitele de torenţialitate a ploilor ( după Moţoc, 1963)Durată (min) Intensitate (mm/ min)1 – 5 16 – 15 0,816 – 30 0,631 – 45 0,546 – 60 0,461 – 120 0,3121 – 180 0,2peste 180 0,1

Informaţia despre torenţialitatea ploilor este importantă pentru stabilirea agresivităţii pluviale. Ea este dată de produsul dintre energia cinetică a ploii şi intensitatea medie maximă pe durata de 30 minute. Pentru că acest mod de estimare este dificil, s-a propus ca pentru agresivitatea pluvială să se utilizeze anumiţi indicatori (Moţoc, ş.a., 1975) ca de exemplu:

151 iPI (14.7)în care P - reprezintă cantitatea de precipitaţii (mm);

15i - intensitatea medie pe 15 minute a nucleului torenţial al ploii(mm/min).

Clasificarea precipitaţiilor se poate face utilizând şi alte criterii în afara celor prezentate. Astfel,

după condiţiile de formare există:- precipitaţii convective (asociate răcirii prin destindere adiabatică a maselor

de aer aflate în mişcare de ascensiune datorată convecţiei),- precipitaţii frontale (asociate mişcărilor ascendente ale aerului de-a lungul

suprafeţelor frontale),- precipitaţii orografice (sau de relief, asociate ascensiunii aerului pe

diferite forme de relief). după starea de agregare ; conform acestui criteriu există precipitaţii:

- lichide (ploaia, burniţa)- solide (zăpada, măzărichea, grindina)

162

- mixte (lapoviţa) după modul în care cad în timp

- continue- intermitente.

Variaţia zilnică şi anuală a cantităţilor de precipitaţiiŞi în cazul precipitaţiilor, care dintre toate elementele şi fenomenele meteorologice

sunt caracterizate prin cel mai înalt grad de variabilitate, atât în spaţiu cât şi în timp, se pot distinge totuşi variaţii periodice.

In cazul variaţiei zilnice a cantităţilor de precipitaţii trebuie făcută distincţia între tipul continental şi cel maritim. In primul caz, valoarea maximă a cantităţilor de precipitaţii se înregistrează în orele de după amiază, când intensitatea mişcărilor convective este maximă. Minimul se înregistrează aproape de miezul nopţii. In plus, se înregistrează un maxim secundar în orele de dimineaţă şi un minim secundar înainte de amiază. Tipul maritim este caracterizat printr-un maxim noaptea sau dimineaţa şi printr-un minim după-amiaza.

La latitudini mijlocii, deasupra continentelor, cantitatea de precipitaţii care se înregistrează într-un an, prezintă un maxim vara şi un minim iarna. Deasupra oceanelor, situaţia se inversează.

Regimul pluviometric Regimul pluviometric al unei regiuni este o caracteristică extrem de importantă pentru

climatul acelei regiuni. El este dat de cantitatea anuală de precipitaţii care se înregistrează, precum şi de repartiţia ei în decursul anului. In afara acestor date, pentru o caracterizare completă sunt necesare de asemenea maximele şi minimele lunare şi anuale, grosimea stratului de zăpadă, cantităţile de apă provenite din topirea zăpezii, numărul de zile cu sol acoperit cu zăpadă, data primei şi ultimei ninsori, etc.

Regimul pluviometric al unei zone (localităţi) poate fi caracterizat şi prin coeficienţii pluviometrici ai fiecărei luni. Aceşti coeficienţi reprezintă raportul dintre cantitatea de precipitaţii care s-a înregistrat într-o lună şi cea care s-ar fi înregistrat dacă totalul anual ar fi fost egal repartizat. Prin intermediul lor se poate aprecia caracterul mai mult sau mai puţin ploios al unei luni în funcţie de totalul anual.

Zilele consecutive cu şi fără precipitaţii se pot grupa în perioade ploioase (în care zilnic sau aproape zilnic se înregistrează precipitaţii), perioade de uscăciune (cel puţin 5 zile consecutive în care nu s-au semnalat precipitaţii) sau de secetă (dacă cel puţin 10 zile consecutive în sezonul cald şi 14 zile în cel rece nu s-au semnalat precipitaţii).

Influenţa precipitaţiilor asupra solurilor şi plantelorInfluenţa asupra solurilor depinde atât de caracteristicile precipitaţiilor cât şi de

însuşirile terenului (pantă, însuşiri ale solului sau rocii ) pe care cad :- ploile intense se scurg pe suprafaţa solului şi îl spală fără a pătrunde în el, nefiind

utile plantelor. De asemenea împiedică primenirea aerului din sol, înrăutăţind condiţiile de viaţă ale microorganismelor;

- ploile torenţiale distrug structura glomerurală a solului şi accentuează eroziunea solului. Efect erozional are şi zăpada în timpul topirii sale. Pentru diminuarea acestor efecte se recomandă un complex de măsuri antierozionale în special pentru terenurile în pantă (Guş, ş.a., 1998);

- picăturile de ploaie pot avea ce efecte şi compactarea solului şi reducerea permeabilităţii : la o creştere a diametrului picăturilor de la 1 la 5 mm, permeabilitatea a scăzut cu 70% (Guş, ş.a.,1998);

163

- ploile liniştite sunt cele mai utile pentru plante, ele fiind reţinute cel mai bine de sol. Ii pot mări acestuia fertilitatea prin azotul pe care îl aduc sub formă de nitraţi şi săruri amoniacale din atmosferă.

Influenţa asupra plantelor. Precipitaţiile au asupra plantelor atât acţiune directă cât şi indirectă. Cât priveşte acţiunea directă asupra plantelor, precipitaţiile:

- favorizează germinaţia seminţelor (când nu sunt în exces), - spală pulberile de pe frunze, facilitând astfel respiraţia şi asimilaţia clorofiliană; - ploile abundente şi de lungă durată împiedică procesul de fecundare, întârzie

maturaţia, pot scutura florile, fructele sau seminţele. Urmările pot deveni catastrofale dacă ploile sunt însoţite de grindină. Astfel, la sfârşitul lunii iunie 1999, în judeţul Dîmboviţa (Comuna Poiana), pe o rază de câţiva km pătraţi,a căzut o cantitate masivă de grindină care s-a depus ca un strat cu grosimi care au ajuns la 15 cm, distrugând absolut toate culturile din această zonă. Grindina este deosebit de periculoasă în perioada de înflorire şi coacere a culturilor când organele distruse nu se mai pot reface.

- slăbesc ploile torenţiale înrădăcinarea plantelor;- precipitaţiile sub formă de zăpadă, pe lângă faptul că îşi aduc contribuţia la formarea

rezervelor de apă din sol, au rol protector, în cazul temperaturilor scăzute din timpul iernii, atât pentru plante cât şi pentru sol.

Efectele indirecte ale precipitaţiilor asupra plantelor sunt consecinţa acţiunii acestora asupra solului şi depind de capacitatea sa de absorbţie, natura lui şi a acoperirii sale, de pierderile de apă prin evaporaţie.

O categorie aparte de precipitaţii, în special datorită efectelor lor deosebite, o constituie ploile acide.

Apa din sol, rezultantă a bilanţului hidric, în care precipitaţiile joacă un rol esenţial, intervine în aprovizionarea cu apă a plantelor.

Lipsa precipitaţiilor şi a apei din sol determină apariţia secetei, fenomen complex care provoacă un dezechilibru între cerinţele plantelor faţă de apă şi posibilităţile lor de aprovizionare. Ea apare atunci când regimul precipitaţiilor este anormal de scăzut şi este amplificată de uscăciunea aerului atmosferic şi de prezenţa vântului. Plantele prezintă diferite moduri de a reacţiona la condiţiile de secetă: închiderea stomatelor pentru reducerea pierderilor de apă prin transpiraţie, extinderea rădăcinilor mai adânc în sol, căderea unor frunze.

După cerinţele faţă de apă, plantele se împart în plante xerofite (cele adaptate la regimuri secetoase), mezofite (care necesită cantităţi moderate de apă) şi plante hidrofite (care necesită cantităţi excesive de apă).

Ploile acideCompoziţia chimică a picăturilor apei de ploaie este rezultatul încorporării particulelor

de aerosoli şi al absorbţiei gazelor. In zonele unde se emit în atmosferă substanţe acidifiante cum sunt acidul sulfuric şi acidul azotic , apa de ploaie prezintă o aciditate crescută. Impactul ploilor acide asupra solurilor şi plantelor este deosebit de cel al ploilor obişnuite (Dumitru, 1992) şi de aceea trebuie menţionate câteva aspecte.

Influenţa asupra solurilor. Ploile acide conduc la creşterea acidităţii totale a solului principalele efecte care decurg ce aici fiind reducerea capacităţii de schimb cationic, mobilizarea ionilor de aluminiu, degradarea mineralelor primare, reducerea activităţii biologice, schimbări în proprietăţile de suprafaţă ale mineralelor şi compoziţia solului, pierderea de cationi bazici, reducerea potenţialului de descompunere, etc. Cu toate că nu numai ploile acide sunt cele care contribuie la acidifierea solului, efectele lor trebuie cunoscute şi luate măsuri de limitare şi combatere a fenomenului.

164

Influenţa asupra plantelor. Frunzele plantelor pot fi puternic afectate prin deteriorarea stratului de ceară şi a epidermei sau datorită extracţiei şi spălării elementelor nutritive. Efecte vizibile apar atunci când plantele sunt expuse unor ploi cu pH-ul mai mic decât 4. Răspunsul plantei la acest tip de precipitaţii va depinde de durata şi frecvenţa expunerii, intervalul de timp dintre ploi, intensitatea ploii şi mărimea picăturii, etc.

Pentru că posibilităţile de protecţie a plantelor împotriva ploilor acide sunt foarte reduse, singura măsură eficientă rămâne ca şi în cazul solurilor, limitarea la sursă a substanţelor acidifiante.

14.6. Bilanţul hidric. Prognoza umidităţii solului. Seceta

Diferitele procese elementare care alcătuiesc circuitul apei în sistemul sol – plantă - atmosferă pot fi reunite prin ecuaţii de bilanţ, fie în sol, fie în plantă.

Dacă ne referim la bilanţul hidric al solului, acesta este suma algebrică a "intrărilor", "ieşirilor" şi "stocurilor" de apă din sol. Acesta din urmă sunt reprezentate prin rezervele de apă în sol la momentele la care se realizează bilanţul şi ele pot fi determinate experimental, calculate sau prognozate.

Pentru bilanţul apei în sol se propune următoarea formulă (Canarache, 1990):

SDTERR if SAMP (14.23)

în care Ri - rezerva de apă din sol la începutul perioadei de calcul,Rf - rezerva de apă din sol la sfârşitul perioadei de calcul,P - cantitatea de precipitaţii căzută în perioada respectivă,M - suma normelor de udare (în cazul terenurilor irigate),A - aportul freatic,S - aport din scurgerile de pe formele mai înalte de relief,E - evaporaţia,T - transpiraţia,D - apa pierdută prin percolare sau drenaj (circulaţia spre adâncime a unei

părţi din apa solului),S - pierdere de apă prin scurgeri spre formele mai joase de relief.

Calculele de bilanţ se pot efectua la diferite adâncimi ale profilului de sol, adâncimea de 100 cm fiind utilizată frecvent.

De asemenea ele se pot realiza pentru perioade diferite de timp, funcţie de scopul urmărit: decadă, lună, fază de vegetaţie, perioadă de vegetaţie, anotimp sau întreg anul.

Dacă situaţiile concrete permit neglijarea unora din componentele bilanţului hidric, atunci se poate utiliza o formă simplificată:

ETPRR if (14.24)Plantele necesită o alimentare aproape constantă cu apă pentru a împiedica apariţia

constrângerilor hidrice care prejudiciază întotdeauna producţia. Efectuarea bilanţului hidric este importantă tocmai din acest punct de vedere, deoarece ea permite urmărirea rezervorului tampon al solului care reprezintă singura rezervă de apă ce permite culturilor să treacă prin perioade temporare de secetă, între două ploi sau două irigaţii. Planta se adaptează parţial diminuării rezervelor de apă datorită posibilităţilor sale de închidere a stomatelor ca şi a altor mecanisme.

Prognoza umidităţii solului.

165

Apetroaiei (1977) a propus o metodă de prognoză a umidităţii solului, metodă ce utilizează următoarea ecuaţie:

Tb-Pb 32 1 aiaf RbaR (14.25)în care:

afR - rezerva de apă, accesibilă în sol, la sfârşitul perioadei de calcul

aiR - rezerva de apă, accesibilă în sol, la începutul perioadei de calculP - precipitaţiile în cursul perioadei de calcul T - temperatura medie în perioada de calcul a, b1, b2, b3 - coeficienţi de regresie diferenţiaţi funcţie de cultură şi de

perioada din an.

In fiziologie bilanţul hidric (al plantei) se defineşte ca raportul dintre cantitatea de apă absorbită de plantă şi cantitatea de apă pierdută prin transpiraţie, în acelaşi interval de timp.

In condiţii normale, apa pierdută prin transpiraţie este compensată de apa absorbită prin rădăcini, astfel încât bilanţul hidric este echilibrat, celulele îşi menţin turgescenţa, iar producţia de biomasă este mare.

Atunci când transpiraţia creşte, cum este cazul zilelor călduroase de vară, sau în perioadele de secetă, bilanţul hidric devine subunitar şi în plante apare un deficit de apă. Ca urmare se instalează fenomenul de ofilire, temporară sau de durată, cu efecte negative asupra producţiei.

Atunci când absorbţia radiculară este mai intensă decât transpiraţia, bilanţul hidric devine supraunitar, celulele plantei se suprasaturează cu apă şi apare procesul de gutaţie, prin acesta eliminându-se excesul de apă din ţesuturi.

Constrângerea hidrică şi secetaUn bilanţ hidric caracterizat prin aporturi (provenite din ploi, irigaţii) mai mici decât

pierderile (evapotranspiraţia în principal), conduce la reducerea rezervei de apă a solului şi la apariţia unei constrângeri hidrice.

Modul în care o constrângere hidrică acţionează asupra plantei se explică cu ajutorul potenţialului hidric. Cu cât cerinţa climatică tinde să impună plantei o transpiraţie mai puternică, cu atât potenţialul apei în plantă va fi mai scăzut în scopul de a permite transferul apei din sol în plantă, şi aceasta datorită gradientului de potenţial mare care există între sol şi rădăcini.

In general, potenţialul hidric este apropiat de cel al solului în timpul nopţii când evapotranspiraţia este zero sau foarte mică, dar coboară în timpul zilei cu atât mai jos în raport cu cel al solului cu cât cerinţa climatică este mai puternică.

In aceste condiţii, prin constrângere hidrică se înţelege efectul acestui potenţial hidric în interiorul ţesuturilor vegetale, potenţial care, după valoarea sa, are o acţiune mai mult sau mai puţin inhibitoare asupra diverselor funcţii fiziologice. Aceste acţiuni se manifestă la nivelul fotosintezei, reglării stomatice, înfloririi şi maturaţiei, etc.

Din consideraţiile prezentate rezultă faptul că este deosebit de important ca factorii climatici să nu inducă constrângeri hidrice în mod sistematic, iar, în caz contrar, să se poată interveni prin irigaţii. In zonele climatice nefavorabile, în care constrângerile hidrice sunt frecvente, chiar în cazul unei bune alimentări cu apă, se recomandă să se reducă cerinţa climatică prin realizarea de amenajări locale de tip perdele de protecţie sau umbriri în scopul de a valorifica rezervele de apă existente.

Seceta este o constrângere hidrică prelungită (pe o perioadă de la mai multe zile până la câteva luni), cu repercusiuni din ce în ce mai grave pentru producţie.

166

Seceta poate fi secetă atmosferică şi secetă pedologică. In cazul secetei atmosferice, lipsei precipitaţiilor i se adaugă umiditate relativă scăzută a aerului (sub 30%) şi temperaturi ridicate. Transpiraţia devine foarte intensă, plantele se ofilesc, dar îşi pot reveni în cursul nopţii când temperatura scade, dacă în sol există rezerva de apă necesară restabilirii echilibrului. Seceta pedologică se datorează faptului că solul nu mai poate furniza plantei suficientă apă pentru a înlocui apa pierdută prin transpiraţie.

În afara acestor două tipuri de secetă există, după cum deja s-a menţionat, seceta fiziologică, generată de lipsa apei în plantă în condiţiile în care solul are umiditate corespunzătoare. In acest caz culturile suferă de lipsa de apă datorită cerinţei crescute de evaporare care însă din diferite cauze nu poate fi compensată.

După cum s-a mai arătat, planta posedă numeroase mecanisme de adaptare şi recuperare care-i permit să compenseze în parte efectele secetei temporare.

Apariţia unei perioade de secetă poate fi prognozată prin urmărirea bilanţului hidric al solului şi tot în acest mod se poate stabili aportul necesar din irigaţii pentru ca producţia să nu sufere.

In absenţa irigaţiilor, şi în plus dacă analizele agroclimatice arată că există o tendinţă sistematică către secetă, este recomandabil să se amelioreze condiţiile de mediu, luând în consideraţie condiţiile pedoclimatice locale.

Mijloacele clasice de ameliorare vizează:- creşterea rezervei disponibile maxime (prin tehnici de lucrare a solului care reduc

scurgerea şi, eventual, conduc la creşterea infiltraţiei);- conservarea acestei rezerve (de exemplu prin reducerea evaporaţiei de la suprafaţa

solului);- ameliorarea varietăţilor pentru a le face cât mai puţin sensibile la constrângerile hidrice.Acestor măsuri legate de relaţia sol - plantă li se adaugă şi alte măsuri, amintite deja,

care au drept scop reducerea cerinţei climatice. Pentru aceasta se apelează la mijloace de reducere a aporturilor de energie radiantă (culturi sub arbori sau anumite sisteme de cultură asociate), dar mai cu seamă măsuri care să reducă advecţia (amenajarea de perdele de protecţie, etc.).

CAPITOLUL 15CLIMATOLOGIE GENERALĂ

15.1. Definiţii. Noţiuni generale

Climatologia este disciplina care are ca obiect caracterizarea şi clasificarea diferitelor tipuri de climat, localizarea lor geografică, studiul cauzelor diversităţii lor şi, într-un loc dat, analiza variabilităţii lor temporale.

Noţiunea de climă sau climat desemnează seria de stări ale atmosferei, deasupra unei regiuni, în succesiunea lor normală.

In sens larg, noţiunea de climat conţine în ea de fapt două noţiuni:- cea de climat mediu, care corespunde ansamblului de condiţii care caracterizează

starea medie a atmosferei într-un loc sau regiune dată şi- variabilitatea climatului, care corespunde dispersiei statistice a elementelor sale

caracteristice în jurul valorii lor medii.Prin elemente climatice (sinonim cu elemente meteorologice) se înţeleg mărimile

fizice sau fenomenele atmosferice, a căror combinaţie permite ca, pentru un anumit loc sau

167

regiune, să se caracterizeze starea actuală sau obişnuită a atmosferei (starea timpului sau climatul).

In ultimii ani se utilizează noţiunea de Sistem Climatic mai cuprinzătoare. Sistemul climatic se consideră alcătuit din cinci componente interactive: A - atmosfera, H - hidrosfera cu O - oceanele, C - criosfera, L - litosfera şi B - biosfera. Componentele sistemului climatic acţionează ca un sistem cascadă legat prin procese fizice ce implică fluxuri de energie, impuls şi materie la interfeţele sale, generând numeroase reacţii feed-back.

Factorii care generează clima. Climatul este determinat de un complex de factori ce pot fi grupaţi în factori cosmici, geografici şi locali. Aceştia sunt:

- radiaţia solară- repartiţia uscatului şi apei- prezenţa curenţilor maritimi- trăsăturile majore ale reliefului- caracteristicile fizice ale întinderilor de apă- orientarea şi înclinarea reliefului- învelişul vegetal.

Perioada climatică de referinţă este perioada pe parcursul căreia sunt constituite seriile cronologice, continue şi omogene, de observaţii meteorologice, care se găsesc în băncile de date. Durata acestei perioade a fost fixată de OMM (Organizaţia Meteorologică Mondială) la 30 de ani. La ora actuală se recomandă utilizarea intervalului 1961 - 1990.

Valorile medii ale variabilelor climatice care sunt calculate pe această perioadă de referinţă sunt numite normale pentru fiecare lună şi an. Pentru analizele climatice este necesară de asemenea determinarea parametrilor statistici care caracterizează variabilitatea condiţiilor climatice în jurul valorilor medii.

Scări climatice. Climatul se manifestă la diverse scări spaţiale. După întinderea zonei geografice luată în considerare se disting mai multe scări climatice.

1. Scara macroclimatului: se aplică unei zone geografice foarte întinse ( continent, ocean, ansamblului globului Pământesc). La această scară climatul este în principal condiţionat de :

- distribuţia energiei radiante solare - circulaţia generală a atmosferei- contrastele uscat - apă.

2. Scara mezoclimatului: corespunde caracteristicilor climatice ale unei regiuni naturale de dimensiuni limitate (câmpie, vale, coastă, etc.). In afară de factorii deja menţionaţi la macroclimat, aici intervin şi caracteristicile geomorfologice regionale, capabile să modifice bilanţul energetic şi să perturbe circulaţia aerului:

- topografia- învelişul vegetal- natura suprafeţei subiacente.

In acest context se obişnuieşte să se utilizeze noţiunea de topoclimat pentru a desemna un climat local pentru care orografia constituie principalul factor determinant.

3. Scara microclimatului. Microclimatul reprezintă structura fină a stratului atmosferic adiacent unei suprafeţe limitată ca întindere şi suficient de omogenă. Se face referire, de exemplu la microclimatul unui câmp cu o anumită cultură, al unui lac, etc.

Noţiunile de fitoclimat sau bioclimat sunt folosite pentru a desemna climatul natural sau artificial al mediului în care se dezvoltă plantele (sau, organismele vii).

168

Criptoclimatul se referă la spaţiul restrâns, artificial (cameră, seră) sau al unei cavităţi naturale sau artificiale (peşteră).

Pedoclimatul desemnează climatul solului. Temperatura şi umiditatea fiind singurii parametri climatici care se pot lua în consideraţie în acest caz, pedoclimatul poate fi caracterizat prin profilele termice şi hidrice, ca şi prin evoluţia lor în timp.

La fiecare din scările climatice enumerate apar probleme particulare. Unele dintre acestea prezintă un interes deosebit pentru domeniul agricol.

Variabilitatea climatului. După cum s-a amintit deja, ea corespunde dispersiei statistice a datelor climatice în jurul valorilor medii calculate pe perioada de referinţă. Asupra acestui subiect se va reveni la sfârşitul acestui capitol.

Tendinţa climatică este definită ca evoluţia lentă şi progresivă a climatului, ca rezultat al unor cauze naturale sau al activităţii umane.

15.2. Clasificări climatice

Clasificarea climatelor are drept scop stabilirea principalelor tipuri de climă şi determinarea limitelor răspândirii lor pe glob. Clasificarea este dificilă datorită faptului că avem de-a face cu o noţiune complexă, determinată de un ansamblu de factori ce trebuie luaţi în consideraţie.

Literatura de specialitate oferă mai multe clasificări climatice care au la bază criterii diferite, funcţie de domeniul căruia i se adresează. Dintre criteriile folosite amintim (Neacşa,ş.a.,1979) : criteriul astronomic (care ia în consideraţie numai radiaţia solară ca factor genetic al climei), criteriul botanic (care ia în considerare legătura cauzală între vegetaţie şi climă), criteriul hidrologic, etc.

De interes pentru agricultură este, alături de alte clasificări, cea bazată pe analiza regimului principalelor elemente climatice, cunoscută sub numele de clasificarea lui Köppen (1936). Această clasificare (Dissescu, ş.a.,1971, Etling, ş.a., 1987) ţine în primul rând seama de modul de distribuţie al temperaturilor şi precipitaţiilor, de modul lor de variaţie în timpul anului, ca şi de repartiţia celor mai importante asociaţii vegetale, pădurile.

Clasificarea Köppen De la ecuator către poli, se disting 5 tipuri principale de climă, notate cu

primele cinci litere ale alfabetului (litere de rang 1):A - climat tropical, ploios, fără iarnă ; acest climat ocupă o zonă completă în jurul

ecuatorului, de o parte şi de alta a ei; caracteristica acestui tip de climat este aceea că în nici o lună temperatura nu coboară sub 18C, iar cantitatea medie anuală de precipitaţii depăşeşte 750 mm;

B - climat uscat; ocupă două zone, câte una în fiecare emisferă; în acest tip de climat evaporaţia depăşeşte precipitaţiile;

C - climat temperat, ploios, cu ierni calde; ocupă de asemenea două zone, câte una în fiecare emisferă; aici în luna cea mai rece temperatura medie lunară nu coboară sub -3 C, dar nici nu depăşeşte +18C; temperatura medie a lunii celei mai calde depăşeşte +10C;

D - climat boreal, ploios, cu ierni reci, cu zăpadă şi păduri; ocupă o zonă completă numai în emisfera nordică; temperatura medie a lunii celei mai reci este mai mică de -3 C iar a celei mai calde este peste +10C; iarna precipitaţiile cad sub formă de zăpadă şi aceasta acoperă solul câteva luni;

E - climat polar; ocupă două zone complete, câte una în fiecare emisferă; temperatura medie pentru luna cea mai caldă este mai mică decât +10C; îngheţul durează mult timp iar solul este acoperit cu zăpadă.

169

Fiecare tip principal de climă se împarte la rândul lui în subtipuri principale, rezultate prin alăturarea unei litere de rang 2, după modul de repartizare a precipitaţiilor în timpul anului (cazul climatelor de tip A, C şi D), după gradul de uscăciune în cazul climatului de tip B şi după intensitatea frigului în cazul climatului de tip E.

Literele de rang 2 care servesc la această clasificare şi semnificaţia lor este dată în cele ce urmează :

f - precipitaţii suficiente tot timpul anului;s - vară secetoasă;w - iarnă secetoasă;S - stepă;W - deşert;T - tundră;F - îngheţ permanent.

Cele 11 subtipuri principale şi caracteristicile lor sunt date în continuare :Af - climat tropical ploios şi călduros;Aw - climatul savanelor; în luna cea mai puţin ploioasă cantitatea de precipitaţii este

sub 60 mm;BS - climatul de stepă;BW - climatul de deşert;Cf - climatul temperat umed; precipitaţii suficiente în tot cursul anului;Cw - climatul temperat cu ierni secetoase; în luna cea mai ploioasă din vară cade o

cantitate de precipitaţii de cel puţin 10 ori mai mare decât în luna cea mai secetoasă din iarnă;

Cs - climatul temperat cu veri secetoase (mediteranean); în luna cea mai secetoasă din vară precipitaţiile sunt sub 30 mm; în luna cea mai ploioasă din iarnă, cade o cantitate de precipitaţii de cel puţin trei ori mai mare decât în luna cea mai secetoasă din vară;

Df - climatul boreal cu ierni umede (climatul canadian); precipitaţii suficiente tot timpul anului cu cantităţi lunare mai mari de 30 mm;

Dw - climatul boreal cu ierni secetoase (climatul transbaicalian); vara este mai ploioasă decât iarna;

ET - climatul tundrelor; temperatura medie a lunii celei mai calde nu scade sub 0C;EF - climatul îngheţului permanent; în tot cursul anului temperaturile medii lunare

sunt negative. Clasificarea continuă cu împărţirea celor 11 subtipuri principale în alte

subtipuri prin adăugarea unei litere de rang 3 (care arată modul în care se repartizează temperaturile în cursul anului) şi a unei litere de rang 4 (care vine cu precizări asupra modului de repartiţia al precipitaţiilor în cursul anului).

Literele de rang 3 şi 4 fiind numeroase, ne îndreptăm aici atenţia numai asupra celor întâlnite la clasificarea climatelor din regiunea geografică unde se află situată ţara noastră. Astfel, ca litere de rang 3 se întâlnesc:

a - temperatura celei mai calde luni depăşeşte 22C;b - temperatura celei mai calde luni este sub 22C, dar cel puţin patru luni pe an

temperatura medie lunară este peste 10C;c - numai una până la patru luni pe an temperatura medie este peste 10C iar

temperatura celei mai reci luni este peste -38C;k - iarnă rece, temperatura medie anuala sub 18C, dar temperatura medie a celei mai

calde luni peste 18C;k - iarnă rece, temperatura medie a celei mai calde luni sub 18C.Ca literă de rang 4 pe teritoriul ţării noastre se întâlneşte litera x care are următoarea

semnificaţie : cantitatea cea mai mare de precipitaţii cade la sfârşitul primăverii sau la

170

începutul verii, iar cea mai mică spre sfârşitul iernii; nebulozitatea este mică spre sfârşitul verii.

Prin alăturarea literelor de rang 1 - 4 utilizate în clasificarea Köppen pentru fiecare localitate sau regiune poate fi stabilită o formulă climatică care redă caracteristicile climatice principale ale zonei sau localităţii respective.

Diferitele regiuni ale ţării noastre pot fi caracterizate prin următoarele formule climatice : Cfax, Cfbx, Dfax, Dfbx, Dfbk, Dfk, Dfc, BSax, BSbx. Repartizarea lor geografică este ilustrată pe harta din figura 8.1.

Paralelismul dintre tipurile de climă şi principalele asociaţii vegetale explică utilizarea aceste clasificări de către geobotanişti, agronomi şi pedologi. Astfel, de exemplu, climatul Cfax este favorabil cerealelor. Climatul Cfbx este favorabil cerealelor, viţei de vie, pomilor. Climatul Dfax este favorabil porumbului, iar Dfbx grâului. Pentru zonele caracterizate de această din urmă formulă climatică sunt specifice pădurile de stejar, fag şi conifere.

Fig. 15.1 - Zonele climatice din România - după criteriul Koppen (Dissescu, C., 1970)

Indici climaticiIndicii climatici sunt combinaţii de elemente meteorologice destinate să caracterizeze

starea actuală sau obişnuită a atmosferei, în vederea realizării unei clasificări a climatelor sau a unei aplicaţii particulare. In cele ce urmează sunt prezentaţi doi indici climatici globali:

Factorul de ploaie propus de Lang (1920) :

T

PiL (15.1)

în care P este cantitatea medie anuală de precipitaţii (mm)T este temperatura medie anuală (C).

171

Valorile calculate pentru factorul de ploaie pentru diferite zone geografice au putut fi corelate cu diferite tipuri de climat (tabelul 15.1) :

Tabelul 15.1Clasificarea climatelor după indicele de ploaie (Lang)

valoarea indicelui de ploaie

climatul corespunzător

< 2020 < iL < 4040 < iL < 60

> 60

deşertstepă şi silvostepăpăduri de foioasemasive păduroase

Indicele de ariditate al lui De Martonne (1926) provine din modificarea factorului de ploaie al lui Lang, astfel încât ca la temperaturi negative indicele să nu ia valori negative:

10

T

PiDM (15.2)

Acest indice are valori cu atât mai mari cu cât climatul este mai umed. De Martonne a propus, pe baza acestui indice, următoarea clasificare a climatelor (tabelul 15.2) :

Tabelul 15.2

Clasificarea climatelor în funcţie de valorile indicelui De Martonne Valoarea indicelui de

ariditateTipul climatului

0 < iDM < 55 < iDM < 1010 < iDM < 2020 < iDM < 3030 < iDM < 55

foarte aridarid

semiaridsemiumed

umed

15.3. Clima României

Particularităţile climatului RomânieiCaracteristicile specifice ale climei din ţara noastră sunt determinate de :- poziţia geografică a ţării noastre pe glob (pe paralela de 45 lat N)- poziţia României pe continent, într-o zonă de interferenţă a maselor de aer atlantic,

mediteranean, est-european şi polar, ceea ce explică atât alternanţa de climă de tip continental cu cea de influenţă oceanică sau mediteraneană, cât şi nuanţările climatice pe care le imprimă aceste mase de aer diferitelor regiuni ale ţării;

- dispunerea în trepte concentrice a reliefului care, pe lângă faptul că determină etajarea caracteristicilor elementelor climatice, provoacă şi devieri ale curenţilor generali din atmosfera joasă.

Factorii genetici ai climei la scara ţării noastreAşa cum s-a menţionat deja aceştia sunt factori cosmici, geografici şi locali.Repartiţia radiaţiei solare globale, ca principală sursă de energie şi cauză a

fenomenelor meteorologice, pe teritoriul ţării noastre se prezintă astfel: media anuală a radiaţiei totale este de circa 112 kcal cm-2 în nordul ţării şi 128 - 135 kcal cm-2 în sud. In Podişul Transilvaniei şi Podişul Moldovei se înregistrează până la 117 - 120 kcal cm-2, iar în sud-estul ţării 135 kcal cm-2.

172

Mişcarea de rotaţie a Pământului, distribuţia inegală a energiei solare pe suprafaţa terestră, repartiţia uscatului şi apei, a reliefului, determină trăsăturile circulaţiei generale a atmosferei, care, la rândul său, determină o mare variabilitate a climei regiunii geografice unde se află situată ţara noastră. Teritoriul României, prin poziţia sa geografică în zona de interferenţă a maselor de aer tropicale cu cele polare, se găseşte sub influenţa directă a principalilor centrii de acţiune care acţionează în Europa:

- anticiclonul Azoric (situat în Oceanul Atlantic la 20 - 40 latitudine nordică) care acţionează tot timpul anului;

- anticiclonul Siberian, situat între Carpaţi şi Extremul Orient, acţionează în perioada rece a anului;

- depresiunea Islandeză, centru de presiune mică situat în nordul Oceanului Atlantic, acţionează tot anul;

- depresiunea Mediteraneană, situată în bazinul central al Mării Mediterane şi care acţionează în anotimpul rece al anului.

Relieful, prin prezenţa Munţilor Carpaţi, cu altitudini ridicate şi orientarea pe care o au faţă de principalele sisteme barice, influenţează puternic trăsăturile climatului ţării noastre. Relieful contribuie de asemenea la formarea climatelor locale (topoclimate) mai ales în cazul depresiunilor.

Vegetaţia, ca suprafaţă activă, generează condiţii specifice pentru apariţia de microclimate distincte.

Solurile prezintă importanţă în acest context în special datorită albedoului lor. Marea extindere în ţara noastră a solurilor de culoare mai închisă (cernoziomuri, humusuri) favorizează absorbţia energiei radiante solare, oferind condiţii optime de temperatură pentru culturile agricole.

Bazinele lacustre şi chiar râurile, datorită însuşirilor termice ale apei, favorizează în timpul verii, în zona înconjurătoare, existenţa unui climat mai răcoros şi umed în timpul verii, mai cald şi uscat iarna. Vecinătatea Mării Negre imprimă trăsături specifice climei Dobrogei şi, în mod special litoralului.

Caracteristicile elementelor climatice pe teritoriul României

Regimul temperaturii aerului. Temperatura medie anuală variază pe teritoriul ţării noastre între 11 C în sud şi 8C în nord (fig. 15.2). Izoterma medie anuală este cea de 11C şi delimitează în lungul văii Dunării o fâşie lată de 20 - 30 km. Pe litoral şi în Delta Dunării temperaturile medii depăşesc această valoare. Cea mai mare parte a Dobrogei de nord şi Câmpia Tisei au temperaturi medii anuale cuprinse între 10 şi 11C. De la izoterma de 10C către zonele muntoase temperaturile medii anuale scad funcţie de altitudine, ajungând ca izoterma de 0C să o întâlnim la 2000 m altitudine. Valorile medii anuale sunt mai scăzute în nordul ţării şi pe pantele cu expunere nordică în timp ce pe văile râurilor mari, valorile temperaturilor medii sunt mai ridicate decât în zonele înalte corespunzătoare.

Regimul termic al lunii celei mai reci (ianuarie), respectiv celei mai calde (iulie) , se prezintă astfel: valoarea medie a lunii ianuarie pe teritoriul ţării noastre se situează între 0 şi -10C. Partea centrală a Câmpiei Române şi sudul Moldovei sunt caracterizate în ianuarie prin temperaturi medii sub -3C, iar Podişul Transilvaniei şi Podişul Moldovei prin temperaturi medii cuprinse între -3 şi -4 C. Zona muntoasă este în ianuarie caracterizată prin temperaturi medii cuprinse între -4C şi -10C, valori sub -10C întâlnindu-se pe culmile munţilor. In ceea ce priveşte temperaturile medii din luna iulie, se remarcă izoterma de 22C care separă Câmpia Română şi Dobrogea, unde temperaturile depăşesc această valoare, de restul teritoriului situat la nordul ei, unde temperaturile sunt mai scăzute.

173

In ceea ce priveşte amplitudinea termică medie anuală, valorile care se înregistrează pe teritoriul ţării noastre sunt expresia gradului de continentalism al climatului de aici. Valorile cele mai ridicate, de peste 25C, se întâlnesc în Câmpia Română şi Dobrogea de vest, urmând Podişul Moldovei şi nordul Dobrogei cu valori de 24C, Podişul Transilvaniei cu 23C, Câmpia Tisei şi litoralul cu 22C.

Temperaturile extreme (maxime şi minime) evidenţiază de asemenea continentalismul climei din ţara noastră. Cele mai ridicate maxime (peste 40C) s-au înregistrat în Bărăgan, iar cele mai coborâte minime (sub -30C) în regiunea Gheorghieni - Vatra Dornei.

Fig. 15.2 - Harta izotermelor medii normale anuale

Regimul precipitaţiilor (fig.15.3). Analiza datelor climatologice a condus la stabilirea valorii de 637 mm pentru cantitatea medie anuală de precipitaţii care cad pe teritoriul ţării noastre. Dacă se analizează repartiţia geografică a cantităţilor de precipitaţii, se remarcă diferenţieri semnificative: astfel, există diferenţieri între regiunile vestice, supuse invaziilor de aer umed, şi regiunile estice, mai uscate; între regiunile înalte, cu precipitaţii bogate (1000 - 1400 mm), şi cele joase, mai sărace în precipitaţii, între pantele cu orientări diferite. Diferenţieri se semnalează şi în cazul depresiunilor adăpostite faţă de curenţii vestici (Gheorghieni, Ciuc, Braşov) unde cad cantităţi mai mici de 600 mm. In Podişul Getic cad circa 600 mm, iar în nordul şi centrul Podişului Moldovenesc 500 - 600 mm. In sudul acestui podiş, în Bărăgan şi Dobrogea cad sub 500 mm, iar în Deltă şi pe litoral sub 400 mm. In câmpia Tisei cad anual circa 600 mm, iar în Dealurile Vestice 700 - 800 mm.

O parte din cauzele acestor diferenţieri o constituie poziţia culmilor carpatice în raport cu circulaţia vestică, intensificarea activităţii fronturilor atmosferice la trecerea lor peste munţi, convecţia termică intensă din anotimpul cald, şi altele.

Analiza repartiţiei cantităţilor de precipitaţii pe sezoane arată că există diferenţieri atât între sezonul cald şi cel rece, cât şi la nivelul diferitelor regiuni ale ţării. In sezonul cald, datorită predominării circulaţiei de nord-vest, în zonele muntoase înalte şi în estul Podişului Transilvaniei cad circa 70% din totalul precipitaţiilor anuale. In restul ţării, cad între 55 şi 65%, excepţie făcând litoralul şi Delta, unde cad sub 55% şi sud-vestul Olteniei şi al Banatului, unde cad sub 50%. In sezonul rece, ca urmare a regimului anticiclonic, cad mai puţine precipitaţii, excepţie făcând sud-vestul Olteniei şi Banatul.

Precipitaţiile constituie parametrul cu cea mai mare variabilitate în timp şi spaţiu şi acest lucru este susţinut şi de cantităţile deosebite faţă de mediile multianuale înregistrate în unii ani. Astfel, în regiuni caracterizate prin cantităţi moderate de precipitaţii, cum este Câmpia Română, s-au înregistrat valori de 1160 mm (Vidra), 1048 mm (Mărculeşti), 1014 mm la Rm. Sărat, etc. In anii secetoşi cantităţile de precipitaţii căzute în Câmpia Română au însumat numai 120 mm (Drăgăneşti - Vlaşca, Tămădău).

O problemă aparte, menţionată deja, o constituie ploile torenţiale, frecvente în special în timpul verii, care dau cantităţi excepţionale de apă şi care sunt urmarea intensificării convecţiei termice. Se pot aminti ca valori excepţionale cele înregistrate în 26 iunie 1925 la Ciuperceni, jud. Dolj (349 mm), în 17 august 1900 la Negru Vodă, Constanţa ( 320 mm), iar în zilele de 29 - 30 august 1924, în decurs de 24 de ore, 690 mm.

Zăpada, datorită aşezării geografice a ţării noastre, reprezintă o parte însemnată a cantităţii de precipitaţii anuale. Numărul zilelor de iarnă în care ninge creşte treptat de la câmpie la munte. O deosebită importanţă o are grosimea stratului de zăpadă, pentru care însă nu se pot face decât aprecieri foarte generale, pentru că, în acest caz condiţiile locale, şi în

174

special direcţia şi tăria vântului, conduc la depunerea diferenţiată a zăpezii. Se acceptă totuşi creşterea grosimii stratului de zăpadă odată cu altitudinea : de la 5 cm în Dobrogea, la 5 - 20 cm în regiunile de câmpie şi de deal şi peste 1 m la munte.

Durata stratului de zăpadă se stabileşte după datele căderii primei zăpezi (luna septembrie pe culmile înalte ale munţilor şi luna decembrie în sudul Dobrogei şi Banatului) şi a ultimei zăpezi (începutul lunii martie în Dobrogea, Banat şi începutul lunii iunie la munte, la altitudine).

15.4. Microclimatologia

Microclima este determinată de caracteristicile elementelor climatice (meteorologice) în stratul de aer de aproximativ 2 m de la suprafaţa solului. Ea este rezultatul acţiunii factorilor locali şi este caracteristică pentru zone de mică întindere şi omogene.

Cunoaşterea caracteristicilor microclimatice este importantă pentru cei ce lucrează în agricultură deoarece, pe baza lor, resursele climatice ale unei zone pot fi utilizate cât mai eficient.

Cu toate că pe parcursul lucrării de faţă au fost prezentate aspecte, în special de natură practică, privind modalităţile de dirijare a climatului care nu se pot aplica decât la scări foarte mici, în acest capitol vor fi enunţate problemele de bază ale microclimatologiei.

Obiectivele microclimatologiei

Microclimatologia îşi propune: - precizarea condiţiilor microclimatice, adică a acelor condiţii create sub influenţa

factorilor locali, pe suprafeţe mici şi în stratul de aer până la înălţimea de 2 m;- stabilirea influenţei factorilor locali;- posibilitatea creării de microclimate artificiale (pentru laboratoare cu condiţii

speciale, sere, adăposturi, plantaţii); acest obiectiv este deosebit de important deoarece camerele cu climat artificial (fitotroanele) au permis lărgirea gamei de determinări experimentale privind efectul microclimei asupra plantelor.

Sub influenţa neomogenităţilor suprafeţei subiacente, clima unei regiuni suferă o serie de variaţii locale care se reflectă în valorile diferitelor elemente meteorologice sau prin apariţia de noi fenomene. Ca urmare, în cadrul microclimei rolul principal revine neomogenităţilor suprafeţei subiacente.

Determinările microclimatice se realizează prin observaţii executate simultan într-un şir de puncte caracteristice tipului de suprafaţă subiacentă aflat în studiu. Rezultatele determinărilor microclimatice sunt concludente în special în situaţiile de timp stabil (dimineaţa, înainte de răsăritul soarelui şi la amiază).

Factorii care determină microclimaPentru formarea microclimei, esenţiale sunt trei categorii de factori :

1. proprietăţile suprafeţei subiacente;2. fenomenul amestecului turbulent;3. configuraţia şi orientarea terenului.

Proprietăţile fizice ale suprafeţei subiacente reprezintă sursa celei mai mari părţi din particularităţile microclimatice ale stratului inferior de aer. Cele mai importante sunt :

albedoul - variază în limite foarte largi, funcţie de proprietăţile solului şi în special de cele ale stratului superficial; solurile închise la culoare (cu albedo mic), se încălzesc mai puternic în cursul zilei decât cele de culoare deschisă (albedo mare), ceea ce face ca şi temperatura aerului de deasupra lor să fie mai mare; noaptea solurile închise la

175

culoare se caracterizează printr-o emisie relativ intensă şi, ca urmare, printr-o răcire accentuată; de asemenea amplitudinea diurnă a temperaturilor solurilor cu albedo mic este mai mare decât a solurilor cu albedo mare;

căldura specifică: un sol cu căldură specifică mai mare se încălzeşte şi se răceşte mai puţin decât un sol cu căldură specifică mai mică;

conductibilitatea termică: solurile cu conductibilitatea termică mare lasă să pătrundă uşor căldura de la suprafaţa lor în adâncime şi de aceea ele se încălzesc la suprafaţă mai puţin decât solurile cu conductivitate termică mică; noaptea, când solul se răceşte prin radiaţie, conductibilitatea termică mare permite transmiterea căldurii din straturile mai adânci, în care aceasta s-a acumulat, spre suprafaţa solului şi, prin aceasta, răcirea este atenuată;

umiditatea - influenţează puternic asupra procesului de încălzire şi răcire a solului; când solul este umed, o parte din căldura de care dispune este consumată în procesul de evaporare a apei şi, din această cauză, temperaturile la suprafaţă vor fi mai moderate decât în cazul unui sol uscat; în plus, umiditatea solului modifică albedoul, căldura specifică şi conductivitatea termică;

acoperirea solului - influenţează microclima unui loc prin modificările pe care le introduce în transferurile de masă şi energie dintre sol şi atmosferă; vegetaţia, ca suprafaţă activă, se comportă diferit în comparaţie cu solul; mai mult, există deosebiri sensibile între suprafeţele acoperite cu diferite tipuri de vegetaţie; influenţa stratului vegetal asupra microclimei se manifestă şi prin reducerea schimbului turbulent din cauza reducerii vitezei vântului în interiorul său. In acest context, prezenţa sau absenţa stratului de zăpadă în timpul iernii, exercită o puternică influenţă asupra particularităţilor microclimatice. Aceasta se datorează proprietăţilor stratului de zăpadă (albedo mare, conductibilitate termică redusă) ceea ce face ca zăpadă să fie un bun izolator termic pentru stratul superficial de sol sau pentru culturile de toamnă.

Turbulenţa - reprezintă fenomenul prin care se realizează schimbul de căldură şi umezeală dintre suprafaţa subiacentă şi stratul de aer de deasupra sa; ea este de două tipuri, funcţie de cauzele care o determină: turbulenţa termică, datorată curenţilor de convecţie care apar ca urmare a încălzirii diferenţiate a aerului în contact cu suprafaţa subiacentă neomogenă, şi turbulenţa dinamică, provocată de frecarea aerului în mişcare cu asperităţile suprafeţei subiacente precum şi de frecarea particulelor de aer între ele.

Configuraţia şi orientarea terenului influenţează în special repartiţia radiaţiei solare, a temperaturii solului şi aerului, vântul şi precipitaţiile atmosferice.

Caracterizarea unor tipuri de microclimate

Microclima unui câmp cu vegetaţie ierboasă se deosebeşte de cea a unui câmp lipsit de vegetaţie în primul rând datorită modificărilor pe care le impune schimburilor radiative. Astfel, în cazul unei culturi cu densitate mare (graminee, de exemplu), nu mai există o suprafaţă activă la nivelul căreia au loc schimburile, ci un strat activ, limitat de două suprafeţe, una la nivelul frunzelor şi cealaltă la nivelul solului. Stratul activ îşi manifestă influenţa prin reducerea radiaţiei solare şi modificarea compoziţiei spectrale a radiaţiei (capitolul 3). Măsurătorile au arătat că într-un lan cu înălţimea de 50 cm la suprafaţa solului ajunge circa 20% din radiaţia incidentă, iar într-un lan de 75 cm înălţime, 9 - 10% din radiaţia incidentă.

Diferenţierea celor două suprafeţe active este şi mai netă în cazul culturilor cu frunze late, aici, în funcţie de stadiul de dezvoltare, rolul esenţial în schimburile radiative îl jucându-l fie frunzele, fie solul.

176

Cultura reflectă o parte din radiaţia incidentă (până la 25 - 30% din radiaţia globală în perioada de dezvoltare maximă la cerealele păioase), iar din ceea ce rămâne o parte însemnată se consumă în procesul de evapotranspiraţie: 80 - 90 cal cm-2 într-un lan cu densitate mică şi 200 - 220 cal cm-2 într-unul cu densitate mare. Aceasta va face ca încălzirea să fie cu atât mai redusă cu cât energia consumată pentru evapotranspiraţie este mai mare.

Şi fenomenul amestecului turbulent este influenţat de prezenţa vegetaţiei ierboase. Viteza vântului este micşorată şi, ca urmare, se reduce şi intensitatea schimbului turbulent. Cele menţionate aici explică, din punct de vedere calitativ, scăderea temperaturii aerului în timpul zilei în interiorul vegetaţiei ierboase comparativ cu un câmp fără vegetaţie. In plus, amplitudinea termică este şi ea redusă.

Efect contrar are prezenţa vegetaţiei de înălţime mică şi rară care protejează solul împotriva vântului dar lasă să pătrundă cu uşurinţă radiaţia globală ceea ce determină încălzirea suplimentară a suprafeţei solului cu mai mult de 10C faţă de terenul dezgolit.

Un alt efect al prezenţei vegetaţiei ierboase este creşterea conţinutului de umezeală în interiorul cuverturii vegetale. Umezeala relativă într-un lan de graminee depăşeşte, în luna iunie, cu 10 - 15% pe cea de deasupra câmpului necultivat, la amiază diferenţa putând ajunge la 30%.

Microclima pădurii. Prezenţa unei păduri antrenează nu numai modificări ale transferurilor dintre atmosferă şi suprafaţă dar determină şi apariţia unor modificări în compoziţia aerului atmosferic: la nivelurile inferioare dioxidul de carbon se poate găsi în proporţie de 0,06% şi ea scade cu creşterea înălţimii pentru ca la nivelul coronamentului să ajungă la 0,02 - 0,03%, valoare egală sau mai mică decât la acelaşi nivel deasupra terenului fără pădure.

Umezeala crescută a aerului din interiorul pădurii este datorată evapotranspiraţiei puternice. Frunzele arborilor joacă de asemenea rol de filtru ceea ce reduce mult cantitatea de pulberi prezentă.

Tratarea cantitativă a proceselor de transfer care se petrec în cazul unei păduri este deosebit de complexă deoarece în aceste procese sunt implicate mai multe suprafeţe active: frunzişul de la nivelul coronamentului arborilor, suprafaţa constituită din arbuşti sau stratul ierbaceu, suprafaţa solului sau a litierei.

Microclimatele artificiale (sere, adăposturi pentru animale) impun luarea în consideraţie nu numai a factorii exteriori variabili, ci a problemelor specifice cum ar fi necesitatea menţinerii unui climat constant, a reînnoirii permanente a aerului din interior, implicarea unor fluxuri energetice suplimentare datorate prezenţei animalelor.

15.5. Schimbări climatice

In decursul istoriei Pământului clima a cunoscut importante variaţii. Astfel, studierea evoluţiei temperaturi medii globale pe termen foarte lung, prezentată deja în Capitolul 10, pune în evidenţă acest lucru.

In literatura de specialitate se foloseşte noţiunea de variaţie/fluctuaţie climatică pentru o referire la modificări ale condiţiilor climatice la diferite scări de timp. Intr-o primă aproximaţie se poate considera că astfel de variaţii sunt relativ lente şi că au un caracter regional. Totuşi pot fi înregistrate şi variaţii de amplitudine mare ale parametrilor climatologici cu caracter global, cu consecinţe mult mai semnificative. Astfel de variaţii sunt denumite schimbări climatice.

177

O schimbare climatică implică modificări semnificative ale mediilor pe termen lung ale elementelor climatice, ce pot genera, de exemplu, o trecere de la o clasă Köppen la alta. Schimbările climatice, legate de modificări pe termen lung, sunt dificil de identificat numai urmărind variaţiile de vreme de la o zi la alta sau de la un an la altul. De exemplu, la variaţii interanuale relativ mici ale temperaturii medii anuale într-o anumită regiune se recomandă folosirea denumirii de variabilitate climatică, în timp ce trecerea de la o perioadă glaciară la una interglaciară reprezintă schimbare climatică.

Este posibil ca o schimbare climatică să persiste numai un interval redus de timp, la finalul căruia condiţiile climatice revin la cele dinainte. Variaţiile climatice de amplitudine mare, care persistă intervale de timp relativ scurte (de ordinul deceniilor sau secolelor) sunt numite evenimente climatice.

Evoluţiile climatice identificate în ultimul secol se înscriu în categoria variaţiilor climatice. Dar oamenii de ştiinţă studiază şi problema unor eventuale schimbări climatice bruşte care se pot produce când sistemul climatic depăşeşte un prag critic şi acesta ar suferi tranziţii rapide la care societatea umană nu se poate adapta. Astfel de schimbări climatice bruşte au avut loc în trecut şi sunt cunoscute ca evenimente Dansgaard – Oeschger. Ele se caracterizează prin creşteri de temperatură în zona Atlanticului de Nord de până la 10°C în numai câteva decade sau ani. Amplitudini comparabile s-au înregistrat şi în Pacificul de Nord iar astfel de evenimente au influenţă globală.

Cauzele variabilităţii climatice

In funcţie de cauzele care o generează, variabilitatea climatică poate fi descompusă în două componente: variaţii forţate care reprezintă răspunsul sistemului climatic la schimbările în forcingul extern (presiunile externe) şi variaţii libere, datorate instabilităţilor interne şi a proceselor de feed – back din sistemul climatic. Corespunzător, cauzele pot fi externe (factori externi care afectează sistemul climatic, dar care nu sunt influenţaţi de variabilele climatice), respectiv interne (interacţiunile neliniare dintre subsistemele care alcătuiesc sistemul climatic). Studierea lor separată este o problemă foarte dificilă.

Cauzele externe, la rândul lor, înglobează factori astronomici şi factori tereştri:- factorii astronomici

o intensitatea radiaţiei solareo parametrii orbitali ai Pământuluio viteza de rotaţie a Pământului

- factorii tereştriio variaţii în compoziţia atmosferei datorate erupţiilor vulcanice şi activităţii

umaneo modificări ale proprietăţilor suprafeţei uscatului prin defrişări şi despăduririo schimbări datorate tectonicii scoarţei terestre (de exemplu deplasarea

continentelor)

In afara răspunsurilor la cauzele externe sau interne de tip „cauză – efect”, în sistemul climatic se manifestă şi multe procese cu caracter întâmplător. Aceasta reprezintă componenta aleatoare a variabilităţii climatice (zgomot).

Raportul IPCC privind schimbările climatice

178

IPCC (Intergovernmental Pannel on Climate Change) – Comitetul Interguvernamental pentru Schimbări Climatice - a fost înfiinţat in 1988 de către Organizaţia Meteorologică Mondială (OMM) şi Programul Naţiunilor Unite pentru Mediu. Conform AMN, rolul IPCC este de a evalua, într-o manieră obiectivă şi transparentă, informaţiile ştiinţifice, tehnice şi socio-economice relevante în vederea înţelegerii bazelor ştiinţifice ale riscului schimbării climei datorită activităţii umane, efectelor potenţiale induse de schimbarea climei  şi opţiuni de adaptare şi diminuare a acestor efecte.

Schimbare climatică, după IPCC, însemnă o variaţie semnificativă din punct de vedere statistic fie în starea medie a climatului, fie în variabilitatea sa, care persistă o perioadă mai lungă de timp; este datorată unor procese interne, presiunilor (forcing – uri) externe sau schimbărilor antropice majore în compoziţia atmosferei şi a utilizării terenurilor.

Este acceptată şi definiţia Convenţiei Cadru a Naţiunilor Unite asupra schimbărilor climatice: schimbări de climat atribuite direct sau indirect unei activităţi umane care alterează compoziţia atmosferei la nivel global şi care se adaugă variabilităţii naturale a climatului observat in cursul unor perioade comparabile.

Grupul Interguvernamental privind Schimbările Climatice (IPCC) a publicat, în prima parte a anului 2007, contribuţiile celor trei Grupuri de Lucru la cel de-al Patrulea Raport Global de Evaluare a Schimbărilor Climatice care prezintă rezultatele cercetărilor ştiinţifice, observaţiile privind efectele schimbărilor climatice la nivel global, precum şi previziunile realizate pe baza utilizării modelelor climatice. Concluziile principale ale acestui document sunt următoarele:

cei mai călduroşi 15 ani la nivel global au fost înregistraţi în ultimele două decade, anii 1998 şi 2005 fiind cei mai călduroşi;

temperatura la nivelul Europei a crescut cu aproape 1 grad Celsius, mai mult decât rata globală de încălzire de 0,74 grade Celsius;

concentraţia gazelor cu efect de seră din atmosferă depăşeşte în prezent valorile înregistrate în ultimii 650.000 de ani, iar previziunile indică o creştere fără precedent;

până în 2100, temperatura globală va creşte cu 1 până la 6,3 grade Celsius iar nivelul oceanului planetar va creşte cu 19 până la 58 cm;

s-a intensificat frecvenţa apariţiei şi intensitatea fenomenelor meteorologice extreme (furtuni, tornade, uragane), s-au schimbat modelele regionale climatice şi de precipitaţii (valuri de căldură, secete, inundaţii), iar tendinţele indică o creştere graduală în următorii ani;

scăderea grosimii şi a extinderii gheţarilor din zona arctică (cu 40% în ultimii 30 de ani) şi posibilitatea dispariţiei complete a acestora până în 2100;

retragerea gheţarilor din zone montane (Munţii Alpi, Himalaya, Anzi) şi posibilitatea dispariţiei a peste 70% din gheţarii continentali;

dezvoltarea unor mutaţii la nivelul biosistemelor: înflorirea timpurie a unor specii de plante, dispariţia unor specii de amfibieni etc.

Raportul recomandă necesitatea stabilirii de politici şi măsuri pentru reducerea emisiilor de gaze cu efect de seră (dioxid de carbon, metan, protoxid de azot, hidrofluorocarburi, perfluorocarburi, hexafluorura de sulf - reglementate de Protocolul de la Kyoto), deoarece în lipsa acestor măsuri creşterea temperaturii globale îngrijorător de mare. Limitarea creşterii temperaturii globale medii, cu maximum 2oC peste valoarea pre - industrială până in 2100, necesită reducerea emisiilor de gaze cu efect de seră până în 2050 cu cel puţin 50% faţă de nivelul actual.

179

Discuţii asupra principalelor concluzii ale raportului

Factorii care determină schimbările climaticeSistemul climatic evoluează în timp sub influenţa dinamicii sale interne şi datorită

modificărilor factorilor externi care afectează climatul, factori numiţi “forcing – uri”1. Factorii externi includ fenomenele naturale cum ar fi erupţiile vulcanice şi variaţii in

activitatea solară precum şi schimbările induse de activitatea umană.Radiaţia solară joacă rolul cel mai important. Există trei moduri fundamentale prin care se

poate schimba bilanţul radiativ al Pământului :1. datorită variaţiilor radiaţiei solare incidente ca urmare a modificărilor pe care le suferă

orbita terestră sau activităţii solare însăşi;2. prin modificarea fracţiunii din radiaţia solară reflectată (a albedoului), aceasta

petrecându-se datorită acoperirii cu nori, particulelor in suspensie din atmosferă (aerosolilor) sau acoperirii solului (vegetaţie, zăpadă, gheaţă);

3. alterarea radiaţiei de undă lungă emisă în spaţiu de suprafaţa Pământului, de exemplu prin schimbarea concentraţiei gazelor cu efect de seră.Climatul răspunde la rândul său la aceste schimbări fie direct, fie indirect, printr-o

varietate de mecanisme de feed – backCantitatea de energie solară care ajunge la limita superioară a atmosferei în fiecare

secundă pe suprafaţa de 1 m2, in timpul zilei, este de circa 1370 W iar cantitatea de energie pe metru pătrat şi secundă, mediată pe întreg globul, este aproximativ ¼ din aceasta (342 W/m2). Circa 30% din radiaţia solară este reflectată înapoi in spaţiu. Aproximativ 2/3 din această reflectivitate este datorată norilor şi aerosolilor. Restul este reflectată de suprafeţele acoperite cu zăpadă, gheaţă, deşert. Schimbarea dramatică a reflectivităţii aerosolilor intervine atunci când au loc erupţii vulcanice majore. Acestea influenţează climatul un an sau doi înainte de a fi antrenate la sol de precipitaţii. Unii aerosoli rezultaţi ca urmare a activităţilor umane reflectă de asemenea radiaţia solară.

Energia care nu este reflectată este absorbită de atmosfera terestră şi suprafaţa Pământului (circa 240 W/m2). Pământul radiază la rândul lui cam aceiaşi cantitate în spaţiu (radiaţie de undă lungă, în mod permanent). Pentru a emite această cantitate de energie temperatura corpului care emite, în acest caz Pământul, ar trebui să aibă în medie - 19°C, mult mai puţin decât are Pământul în mod real (circa 14°C). Motivul pentru care suprafaţa Pământului “apare” mult mai caldă este prezenţa gazelor cu efect de seră (efectul de seră natural). Norii, pe de altă parte, exercită un efect similar cu cel al gazelor cu efect de seră. Totuşi acest efect este compensat de reflectivitatea lor astfel încât,în medie, norii tind să aibă efect de răcire asupra climatului, deşi local poate fi perceput ca efect de încălzire. Activităţile umane, ca de exemplu, arderea combustibililor fosili, defrişările, etc., conduc la amplificarea efectului de seră. Asupra acestor aspecte se va reveni

Mecanisme de feed – back în Sistemul Climatic

1 Forcing-ul radiativ (FR) este o măsură a modului în care bilanţul radiativ al sistemului Pământ – Atmosferă este influenţat când factorii care afectează climatul sunt alteraţi. Influenţa unui factor care poate determina o schimbare climatică (de exemplu .un gaz cu efect de seră) este adesea evaluată în termenii FR. Termenul de FR arată că factorii implicaţi modifică bilanţul radiativ („radiativ”) şi că acest bilanţ este „împins” – forţat – de la starea normală („forcing”). FR se cuantifică prin rata modificării energiei raportată la unitatea de arie la limita superioară a atmosferei şi se exprimă în W/m2. Când FR datorat unui factor sau grup de factori este pozitiv înseamnă că energia primită de sistemul Pământ – Atmosferă creşte, ceea ce în final conduce la încălzirea sistemului. Invers, un FR negativ va conduce la răcirea sistemului.

180

Există, aşa cum s-a menţionat deja, o serie de mecanisme de feed – back în sistemul climatic, mecanisme care pot fie amplifica (feet – back pozitiv), fie diminua (feet – back negativ) efectele schimbărilor climatice. De exemplu, creşterea concentraţiei gazelor cu efect de seră are ca efect încălzirea climatului şi topirea zăpezilor şi a gheţii. Aceasta face ca albedoul suprafeţei Pământului să se micşoreze (suprafaţa devine mai închisă la culoare) ceea ce face ca ea să absoarbă mai multă energie solară. Urmează o topire mai accentuată şi aşa mai departe, într-un ciclu care se autoîntreţine. In acest fel bucla feet – back–ului gheaţă – albedo amplifică încălzirea iniţială datorită nivelului ridicat de gaze cu efect de seră.

Un alt exemplu este feet – back-ul datorat vaporilor de apă care poate fi destul de puternic. Pe măsură ce atmosfera se încălzeşte datorită creşterii cantităţii de gaze cu efect de seră, concentraţia vaporilor de apă creşte, conducând mai departe la accentuarea efectului de seră. Aceasta duce la o încălzire mai puternică care, la rândul ei, determină o creştere suplimentară a cantităţii de vapori de apă, într-un ciclu auto-întreţinut

Contribuţia activităţilor antropice la schimbările climatice Unele din componentele sistemului climatic, în primul rând oceanele şi biosfera,

afectează concentraţia gazelor cu efect de seră din atmosferă. De exemplu, plantele iau CO2 din atmosferă şi îl convertesc, în procesul de fotosinteză, în carbohidraţi.

In epoca industrială, activităţile antropice au contribuit la creşterea concentraţiei gazelor cu efect de seră din atmosferă. Pe lângă aceasta, activităţile umane contribuie la schimbările climatice şi prin modificarea concentraţiei aerosolilor şi a acoperirii cu nori.

Cea mai mare contribuţie o are arderea combustibililor fosili care eliberează CO2 în atmosferă. Impactul activităţilor antropice asupra climei este mult mai mare decât cel al proceselor naturale.Principalii compuşi, rezultat al activităţii umane şi care joacă un rol însemnat pentru schimbările climatice sunt:

1. Dioxidul de carbon (CO2), rezultat ca urmare a arderii combustibililor fosili utilizaţi în transporturi, încălzirea locuinţelor, fabricarea cimentului, defrişări, etc. ; este eliberat de asemenea procese naturale;

2. Metanul (CH4) – rezultat al activităţilor agricole, distribuţia gazului natural, depozitarea deşeurilor; apare şi în procese naturale, în special în zonele unde există mlaştini;

3. Oxizii de azot (N2O) – sunt emişi ca urmare a fertilizării cu azot şi arderii combustibililor fosili; există şi procese naturale în sol şi oceane care eliberează (N2O);

4. Halocarbonii (combinaţii de fluor, brom, clor, carbon şi hidrogen): în mod natural există în cantităţi foarte mici; principalii produşi rezultaţi din activitatea umană sunt CFC11 şi CFC12 (utilizaţi ca agenţi de răcire şi în alte procese industriale); concentraţia lor a scăzut în ultimii ani ca rezultat al convenţiilor internaţionale privind protejarea stratului de ozon;

5. Ozonul (O3) – se produce şi se distruge în mod continuu în atmosferă ca urmare a unor reacţii chimice sub acţiunea radiaţiilor UV; în troposferă, activităţile umane au condus la creşterea cantităţii de O3 prin eliberarea CO, N2O şi a altor substanţe care reacţionează chimic şi produc O3;

6. Vaporii de apă – consideraţi cel mai abundent şi mai important «gaz » cu efect de seră; activităţile umane au numai o mică influenţă directă asupra cantităţii de vapori de apă din atmosferă; indirect, oamenii au potenţialul de a afecta substanţial cantitatea de vapori de apă prin modificarea climatului: o atmosferă mai caldă conţine mai mulţi vapori de apă;

181

7. Aerosolii – unii sunt emişi direct în atmosferă în timp ce alţii se formează din diferiţi alţi compuşi; activităţile umane responsabile de prezenţa aerosolilor din atmosferă sunt:

a. arderea combustibililor fosili şi arderea biomasei (ceea ce a făcut să crească concentraţia compuşilor cu sulf, a celor organici şi a negrului de fum),

b. mineritul de suprafaţă şi c. alte procese industriale;Sursele naturale de aerosoli sunt praful ridicat de la suprafaţă, spargerea valurilor, emisiile biogene, erupţiile vulcanice.

Modificarea temperaturilor medii globaleDacă ne referim la ultimii aproximativ 160 de ani, de când există observaţii

instrumentale, temperatura globală a crescut cu importante variaţii regionale.Încălzirea s-a produs în două etape: o încălzire mai uşoară în perioada 1910 – 1940

(0,35°C) şi una mai puternică începând cu anul 1970 care durează şi azi (circa 0,55°C).Observaţiile de după 1950 au arătat că troposfera (în jur de 10 km) s-a încălzit cu o

rată uşor mai mare decât suprafaţa Pământului, în timp ce stratosfera s-a răcit semnificativ începând cu 1979.

Datele referitoare la temperatură, obţinute din măsurători, sunt în acord rezultatele modelelor utilizate de climatologi.

Precipitaţiile In perioada la care ne referim şi precipitaţiile au suferit modificări atât cantitative cât

şi în intensitate, frecvenţă şi formă. Precipitaţiile oricum prezintă o largă variabilitate naturală iar fenomene ca El Niño2 şi Oscilaţia Nord Atlantică3 au o influenţă semnificativă.

Modificări pronunţate în regimul precipitaţiilor pentru perioada 1900 – 2005 s-au observat cu precădere în unele regiuni ale globului. Această perioadă a fost semnificativ mai umedă în estul Americii de Nord şi de Sud, nordul Europei şi nordul şi centrul Asiei, dar mai uscată în Sahel (Regiune în Africa,care ocupă o suprafaţă de 4 milioane km pătraţi şi face tranziţia între savană şi pustiul Sahara, traversând Senegalul, Mauritania, Mali,Volta Superioară, Niger, Ciad şi partea centrală a Sudanului pe o lungime de 6500 km), sudul Africii, Mediterana şi sudul Asiei

In ceea ce priveşte forma, în regiunile nordice precipitaţiile cad mai mult sub formă de ploaie decât sub formă de zăpadă. Frecvenţa episoadelor de precipitaţii puternice a crescut chiar în regiuni unde cantităţile totale au descrescut. A crescut de asemenea frecvenţa de apariţie a secetelor şi inundaţiilor în unele regiuni.

Aceste schimbări sunt asociate cu creşterea calităţii de vapori de apă din atmosferă, rezultat al încălzirii oceanelor, în special la latitudinile joase.

Evenimente meteorologice extremeOdată cu schimbarea climatică la care asistăm, frecvenţa şi aria de manifestare a

evenimentelor meteorologice extreme (valuri de căldură, secete inundaţii, uragane) a crescut.

2 El Nino : O incalzire anormala a apei la suprafata in Pacificul tropical estic, insotita de suprimarea upwelling- ului (miscari ascendente) pe coastele Perului si Ecuadorului.

3 Oscilatia Nord Atlantica : O componenta la scara mare a variabilitatii climatice naturale care are un insemnatimpact asupra vremii si climatului in regiunea Nord-Atlantica si in continentele invecinate.

182

Din 1950 valurile de căldură înregistrate au fost tot mai numeroase. S-au extins regiunile afectate de secetă ca urmare a scăderii cantităţilor de precipitaţii deasupra uscatului. Frecvenţa furtunilor tropicale şi a uraganelor variază de la an la an, dar datele înregistrate arată o creştere substanţială a intensităţii şi duratei lor după anul 1970.

Schimbările în frecvenţa şi intensitatea acestor fenomene sunt mascate de larga lor variabilitate naturală. După cercetători, este dificil de precizat, dacă nu imposibil, că aceste fenomene – luate individual – pot fi explicate prin încălzirea datorată efectului de seră. Ele sunt rezultatul unei combinaţii de factori. O largă gamă de evenimente extreme este “normală” chiar în condiţiile unui climat care nu suferă schimbări majore. Totuşi, evenimente ca valurile de căldură sunt mai frecvent întâlnite datorită intensificării efectului de seră.

Stratul de zăpadă şi gheaţăObservaţiile arată că, la scară globală, se înregistrează o diminuare a stratului de

zăpadă şi gheaţă, în special începând cu 1980, urmată de o creştere în timpul ultimei decade (raportul ia în consideraţie datele până în 2005), neţinându-se cont desigur de micile variaţii regionale.

Alte observaţii se referă la micşorarea gheţarilor din munţi, retragerea mai devreme a cuverturii de zăpadă primăvara, reducerea întinderii permafrostului, a solului îngheţat sezonier şi a gheţii de pe râuri şi lacuri. Topirea gheţii din regiunile costiere din Groenlanda şi vestul Antarcticii duce la creşterea nivelului mării. Contribuţia lor, pentru perioada 1993 – 2003, a fost estimată la 1,2 ± 0,4 mm/an.

Variaţiile climatului înaintea epocii industrialeModificarea bilanţului radiativ la nivelul Pământului au constituit principala cauză a

schimbărilor climatice şi în trecut dar cauzele au fost diferite. Pentru fiecare epocă cauzele specifice trebuie stabilite individual. Cele trei moduri esenţiale prin care se poate schimba climatul au fost deja prezentate. In plus, climatul local depinde de asemenea de modul în care căldura este distribuită de vânturi şi curenţii oceanici. Toţi aceşti factori au avut un rol în schimbările climatice trecute.

Începând cu epocile glaciare care s-au succedat în cicluri regulate în ultimele aproximativ trei milioane de ani, este demonstrat că schimbările climatice sunt legate de aşa numitele cicluri Milankovith4 (variaţiile parametrilor orbitei terestre) şi ele pot fi calculate cu precizie astronomică. Deşi nu constituie cauza primară, concentraţia de CO2 din atmosferă a jucat un rol esenţial. Datele prelevate din calotele glaciare din Antarctica arată că, în perioadele glaciare, concentraţia de CO2 a fost mai scăzută (190 ppm) şi mai ridicată (280 ppm), în epocile interglaciare, mai calde. In istoria climei Pământului au fost mai multe perioade „calde”. De exemplu acum 500 milioane de ani Pământul a fost liber de calotele glaciare, este vorba de cele care există azi în Groenlanda şi Antarctica. Datele despre gazele cu efect de seră sunt incerte dar, unele dintre acestea sugerează că, în aceste perioade, concentraţiile de CO2 din atmosferă au fost mari.

La scara milioanelor de ani, nivelul de CO2 s-a modificat şi datorită activităţilor tectonice care afectează rata schimburilor de CO2 dintre suprafaţa Pământului, pe de o parte şi, ocean şi atmosferă, pe de altă parte.

Acţiunea acestor factori care au determinat schimbări climatice în trecut nu înseamnă că schimbările curente sunt naturale.

4 Ciclu Milankovich : schimbari sistematice in trei elemente ale geometriei Soare-Pamant : precesia solstitiilor si a echinoctiilor, inclinarea axei de rotatie a Pamantului si excentricitatea orbitala; afecteaza distributia sezoniera si latitudinala a radiatiei solare incidente si influenteaza fluctuatiile climatice de la zeci la sute de mii de ani.

183

Schimbările climatice actuale în raport cu cele petrecute anteriorUnele aspecte ale schimbărilor climatice curente nu seamănă cu cele din perioadele

anterioare. In acelaşi timp, concentraţia de CO2 din atmosferă a atins un record relativ la ultima jumătate de milion de ani şi aceasta s-a întâmplat cu o rată excepţională. Temperaturile medii globale curente sunt mai mari decât au fost în timpul cel puţin a ultimilor secole, probabil chiar mai mult de un mileniu. Dacă încălzirea continuă în acest mod, schimbările ar putea fi neobişnuite în termeni de timp geologici. Un alt aspect neobişnuit al schimbărilor climatice actuale este acela că, dacă schimbările trecute au avut cauze naturale, încălzirea din ultimii 50 de ani este atribuită preponderent activităţii umane.

Când se compară schimbările climatice actuale cu cele din epocile anterioare, trebuie avute în vedere trei aspecte:

1. alegerea unei variabile pentru comparaţie: concentraţia gazelor cu efect de seră, temperatura sau alt parametru climatic (valoarea sa absolută sau rata de creştere);

2. schimbările locale să nu fie confundate cu cele globale; uneori pot fi mult mai mare decât cele globale;

3. este necesar să fie făcute deosebiri între scările de timp: schimbările climatice pe milioane de ani pot fi mult mai mari şi pot avea cauze diferite (de exemplu deplasarea continentelor) comparativ cu schimbările climatice la scara sutelor de ani.

În concluzie, încălzirea din secolul 20 nu poate fi explicată numai prin variabilitatea climatică naturală.

Proiecţii climatice

Termenul de „proiecţie” utilizat în rapoartele IPCC indică o evoluţie viitoare potenţială a unei cantităţi sau set de cantităţi, adesea calculată pe baza unui model . Proiecţiile climatice sunt considerate de IPCC, proiecţii ale răspunsului Sistemului Climatic la diferite scenarii referitoare la emisia gazelor cu efect de seră, aerosolilor sau la alte forcing-uri radiative, adesea bazate pe simulări cu ajutorul modelelor climatice şi sunt supuse unei substanţiale incertitudini.

In literatura de specialitate se întâlnesc două modalităţi de realizare a acestui tip de proiecţii: una bazată pe extrapolarea condiţiilor climatice din trecut şi alta, pe modelele de circulaţie generală a atmosferei.

Proiecţii climatice bazate pe extrapolarea condiţiilor climatice din trecutPentru un orizont de timp de ordinul miilor de ani, dacă se acceptă ipoteza că

alternanţele între perioadele calde (interglaciare) şi cele reci (glaciare) ar avea în viitor aceleaşi cauze ca şi în trecut, deoarece în prezent ne aflăm într-o perioadă interglaciară, unii anticipări conduc către o perioadă rece. Există însă informaţii referitoare la parametrii traiectoriei Pământului care indică faptul că perioada interglaciară în care ne aflăm poate continua încă aproximativ 20 000 ani.

Pe de altă parte, evoluţia temperaturii medii globale pe parcursul ultimului mileniu evidenţiază o tendinţă pronunţată de creştere, manifestată mai ales în ultimul secol. Dacă această tendinţă continuă să se manifeste, temperatura medie globală va înregistra valori record pentru ultimul mileniu. Dacă în primul caz prezentat cauzele variaţiilor sunt naturale, legate de variaţii ale parametrilor orbitei de rotaţie a Pământului în jurul Soarelui şi a axei de rotaţie a Pământului, în cel de-al doilea caz acestea pot fi, preponderent, de natură antropică.

184

Proiecţii climatice bazate pe modelele de circulaţie generală a atmosferei. Scenarii climaticeIn general, un model descrie comportamentul unui sistem real, fiind utilizat ca bază

pentru calcule, prognoze sau simulări ulterioare. Modelele permit înţelegerea sistemelor complexe şi prognozarea comportamentului acestora în cadrul scopului pentru care au fost construite.

Modelele de circulaţie generală a atmosferei reprezintă un instrument de bază folosit în investigarea fenomenelor climatice.

In scopul simulării condiţiilor climatice pentru secolul 21 au fost elaborate o serie de scenarii referitoare la evoluţia viitoare a condiţiilor fizice, a celor sociale (creştere demografică, ş.a.) şi economice, printre care şi a concentraţiei dioxidului de carbon. Scopul dezvoltării unor astfel de scenarii este să se elimine cât mai mult din incertitudinile privind condiţiile viitoare de evoluţie a climei şi de a lega ceea ce se cunoaşte despre climă cu ceea ce ne putem aştepta în viitor. In continuare se face o scurtă prezentare a principalelor scenarii ) luate în consideraţie de IPCC.

Scenariul A1B – descrie o lume viitoare caracterizată de o creştere economică foarte rapidă, de un maxim al creşterii populaţiei globului la mijlocul secolului 21, de introducerea rapidă de tehnologii noi şi eficiente. Se va intensifica de asemenea interacţiunea culturală şi socială, între regiuni va exista convergenţă iar diferitele surse de energie vor fi folosite echilibrat.

Scenariul A2 – corespunde unei societăţi foarte eterogene, în care se păstrează identităţile locale. Se presupune o creştere continuă a populaţiei şi o dezvoltare economică cu un caracter preponderent regional.

Scenariul B1 – descrie o societate convergentă a cărei creştere a populaţiei înregistrează un maxim la mijlocul secolului 21 ca şi în cazul scenariului A1B. Spre deosebire de acesta, în cazul scenariului B1se presupune că se va produce o dezvoltare economică rapidă, cu concentrări pe servicii şi informaţie, pe introducerea de tehnologii curate şi eficiente.

Trebuie precizat că, la ora actuală, se iau în consideraţie şi alte scenarii, „post – SRES”. Sub numele de scenarii SRES (de la „Special Report on Emissions Scenarios ”) sunt cunoscute scenariile de emisie pentru proiecţii climatice dezvoltate de Nakicenovic ş.a. (2000) ca bază pentru cel de-al Treilea Raport IPCC (2001).

Câteva din concluziile ultimului raport IPCC (2007), unele din ele ilustrate de tabelul 15.3 pot fi sintetizate astfel (ANM):

- Temperatura medie globala va creşte cu 1.4-5.8 oC , în funcţie de scenariul de emisie, fiind cu 2-10 ori mai mare faţă de încălzirea din secolul trecut; deasupra uscatului încălzirea este mai pronunţată decât media globală (la latitudinile înaltă iarna: nordul Americii de Nord, nordul şi centrul Asiei); încălzire sub media globală în sudul şi sud-estul Asiei (vara) şi sudul Americii de  Sud (iarna).

- Cantităţile de precipitaţii la nivel global vor creşte, cu mari diferenţieri regionale: scăderi şi creşteri cuprinse între 5-20%;

- Schimbarea climei conduce la schimbări in circulaţia atmosferică care la rândul ei conduce la schimbări in frecvenţa şi amplitudinea unor evenimente extreme de vreme;Zilele foarte calde vor fi mai frecvente iar zilele foarte reci mai puţin frecvente;Va creşte amplitudinea şi frecvenţa precipitaţiilor extreme  în multe regiuni după cum

185

va creşte de asemenea şi frecvenţa secetelor (temperaturile ridicate şi evapotranspiraţia nu sunt compensate de creşterea precipitaţiilor). 

Tabelul 15.3Creşterea temperaturii medii globale şi a nivelului mării la sfârşitul secolului 21

(proiecţii după IPCC, 2007)Scenariul Creşterile de temperatură

(°C în perioada 2090-2099 în raport cu 1980-1999)

Creşterea nivelului mării (m în perioada 2090-2099 în raport cu 1980-1999)

estimarea domeniul

Aceleaşi condiţiica în anul 2000

0,6 0,3 – 0,9 Nu există date

B1 1,8 1,1 – 2,9 0,18 – 0,38A1B 2,8 1,7 – 4,4 0,21 – 0,48A2 3,4 2,0 – 5,4 0,23 – 0,51

România în contextul schimbărilor climatice globale

Modificările ale climei înregistrate in România

Încălzirea globală afectează şi ţara noastră, efectele cele mai pronunţate fiind iernile călduroase şi secetoase. Semnificativă pentru România este creşterea frecvenţei evenimentelor meteorologice rare şi extreme: veri caniculare, tornade, inundaţii. Înregistrări meteorologice pe o perioadă mai mare de 100 de ani indică o tendinţă evidentă de deşertificare pe o suprafaţă de 3 milioane ha în partea de est a ţării (Dobrogea), Estul Munteniei şi sudul Moldovei, din care 2,8 mil. ha de teren arabil (20% din fondul agricol al României). Pentru ultimul secol a fost pusă în evidenţă o creştere a temperaturii medii anulare cu 0,3°C, cu o intensificare semnalată după anul 1960. Creşterile sunt diferenţiate fiind mai accentuate în sud-est cu valori de 0,8°C la staţiile Bucureşti – Filaret şi Constanţa. Creşterile sunt mai reduse în partea centrala şi de nord a ţării cu excepţia depresiunii Baia Mare unde au fost puse în evidenţă valori de 0,7 °C. Datele înregistrate la principalele staţii meteorologice din ţară cât şi la staţiile meteorologice din Carpaţii Meridionali şi Occidentali, situate la altitudini cuprinse între 1 090 şi 2 504 m, pentru perioada 1961 – 2000 pun în evidenţă următoarele:

- tendinţa de creştere a temperaturii medii globale a aerului la nivelul suprafeţei terestre, cu accelerare în ultimii 25 de ani;- o creştere uşoară a temperaturii medii anuale şi o descreştere a cantităţilor de precipitaţii pentru zonele montane;- o creştere uşoara a temperaturii medii anuale la staţiile Vf. Omu (2 504 m ) şi o creştere evidentă la Stâna de Vale pentru intervalul 1979 – 2000;- topirea gheţarului de la Scărişoara şi reducerea acestuia cu 2,0 m în ultimii 100 de ani, din care cea mai importantă reducere a fost semnalată în ultimii 25 de ani;- creşterea nivelului apei în diferite secţiuni aflate pe coasta Marii Negre cu până la 45 de cm într-o perioadă de 130 de ani;

- producerea unor temperaturi extreme, cum au fost cele înregistrate pe date de 5 iulie 2000 la staţia Giurgiu 43,5ºC şi la Bucureşti de 42,4 C , din anul 1984.

186

Ca exemple de modificări ale climei, anul 2000 a fost caracterizat prin temperaturi excesive şi prin secete generalizate. Înregistrările efectuate au pus în evidenţă faptul că vara anului 2000 a fost cea mai secetoasă din ultimii 100 de ani, fiind precedată de intervalul de primăvară care a fost, de asemenea extrem de secetos. In privinţa precipitaţiilor, se semnalează diferenţieri regionale semnificative cu o uşoară tendinţă de creştere în sud, vest şi est şi cu scăderi anuale în restul teritoriului. Este evidentă accentuarea caracterului torenţial al precipitaţiilor care se manifestă prin căderea unor cantităţi mari de precipitaţii în perioade scurte de timp urmate de perioade îndelungate de secetă. Chiar şi în anii secetoşi precipitaţiile produc viituri de amploare în timpul primăverii când sunt combinate cu topirea zăpezilor şi în timpul verii. Dintre cea mai distrugătoare a fost viitura de pe afluent al Pârâului Mare (Munţii Retezat), din 11 iulie 1999 care s-a soldat cu 13 victime, 21 persoane rănite şi 2 blocuri de locuinţe distruse. Alternanţa rapidă a unor perioade ploioase cu perioade secetoase, un exemplu semnificativ în acest sens fiind anul 2000 când după o primăvară în care s-au înregistrat viituri majore a urmat o perioadă foarte secetoasă în lunile iunie şi iulie.

Anul 2005 se încadrează între anii ploioşi cu precipitaţii abundente care au produs viituri de amploare în Banat şi Moldova şi numeroase viituri de tip flush - flood (viituri –fulger) în spaţiul montan şi deluros. Pentru iarnă au fost puse în evidenţă încălziri semnificative, însoţite de topirea accentuată a zăpezilor, trecerea spre primăvară făcându-se brusc. Pentru toamnă s-a înregistrat o uşoară răcire a climei pentru jumătatea de vest a ţării, iar în timpul verii se înregistrează variaţii de temperatură cu oscilaţii lungi de timp care se încadrează în tendinţa generală de variaţie.

Prognoza schimbărilor climatice din România pentru orizontul de timp 2050 (Ioana Colfescu, 2007)

Estimarea impactului schimbărilor climatice asupra României s-a realizat prin studii în care s-au selectat diferite Modele de Circulaţie Generală a atmosferei care reflectă cel mai bine condiţiile din ţara noastră şi cu ajutorul diferitelor scenarii climatice (B1, A2, B2). Drept referinţă a fost ales scenariul A1B – AIM din familia A1.

Temperaturile medii anualeIn scenariul B1 creşterile cele mai mari vor fi în nordul şi vestul ţării (1,96ºC – 2,00

ºC). In cea mai mare parte a teritoriului, creşterile sunt cuprinse între 1,88ºC şi 1,92 ºC. Cea mai mică creştere se observă în zona litorală şi zona Dobrogei, cu valori cuprinse între 1,80ºC şi 1,84 ºC.

In scenariul B2 mai mult de 50% din teritoriul ţării prezintă creşteri ale temperaturii cuprinse între 1,98ºC şi 2,04ºC. Creşterile maxime sunt localizate în nord, fiind cuprinse între 1,98ºC şi 2,10ºC. In zona litorală, Dobrogea de est şi partea de est a Câmpiei Române, creşterile temperaturii medii anuale sunt cuprinse între 1,86ºC şi 1,92ºC.

In scenariul A2 creşterea temperaturii medii anuale este cuprinsă între 1,76ºC şi 1,80ºC şi este localizată în nordul şi vestul ţării. In centrul şi estul României creşterile de temperatură sunt cuprinse între 1,68ºC şi 1,72ºC iar cele mai mici creşteri apar în zona Dobrogei, fiind cuprinse între 1,60ºC şi 1,64ºC.

Comparând valorile date de cele trei scenarii climatice pentru România se poate trage concluzia că cele mai mari creşteri ale temperaturii medii anuale se anticipează a se produce în nordul ţării cu valori de până la 2ºC.

Cantităţile de precipitaţii anualeSe preconizează în general o scădere a cantităţilor de precipitaţii relativ la perioada de

referinţă cu valori cuprinse între – 2,4% şi – 0,06%. In zona de nord şi nord – est a ţării sunt estimate creşteri ale cantităţilor de precipitaţii dar acestea sunt relativ mici.

187

In cazul scenariului B1 se observă creşterea cantităţii de precipitaţii în partea de nord a ţării cu valori cuprinse între 0,68% şi 1,60%, cantităţile scăzând treptat odată cu coborârea spre sudul ţării, pentru ca în partea de sud să ajungă la valori cuprinse între -2,30% şi – 1,38%.

In cazul scenariului B2 cele mai mari creşteri ale cantităţilor anuale de precipitaţii sunt estimate pentru nordul ţării, fiind cuprinse între 0,88% şi 1,70%. Scăderea cea mai accentuată este în jumătatea de sud a ţării (între – 2,40% şi – 1,58%), în restul ţării predominând de asemenea scăderi.

Pentru scenariul A2 creşterile cantităţilor anuale de precipitaţii sunt estimate de asemenea pentru nordul ţării cu valori cuprinse între 0,70% şi 1,40% iar scăderile cele mai mari sunt situate în sudul ţării cu valori cuprinse între – 2,10% şi – 1,40%. In restul ţării predomină de asemenea scăderi.

In concluzie, cele mai mari creşteri ale temperaturii medii anuale la nivelul României, estimate de scenariul B1, se vor produce în nordul şi vestul ţării (valori cuprinse între 1,96ºC şi 2,00ºC). Cantităţile anuale de precipitaţii, conform celor trei scenarii analizate, vor scădea cu până la – 2,4% faţă de perioada de referinţă, cele mai mari scăderi înregistrându-se în zona de sud a ţării.

Schimbările climatice vor afecta toate sectoarele economiei, vor conduce la modificarea perioadelor de vegetaţie şi la deplasarea liniilor de demarcaţie dintre păduri şi pajişti. Evenimentele meteorologice extreme (furtuni, inundaţii, secete) vor apărea mai frecvent, iar riscurile şi pagubele aferente pot deveni mai semnificative. Zonele afectate de secetă s-au extins în ultimele decenii în România, cele mai expuse aflându-se în sud-estul ţării, aproape întreaga ţară fiind afectată de secetă prelungită. Împreună cu inundaţiile, perioadele îndelungate de secetă duc la pierderi economice însemnate în agricultură, transporturi, alimentarea cu energie, gospodărirea apelor, sănătate şi în activitatea din gospodării.

188

CAPITOLUL 16STUDII AGROCLIMATICE

Evenimentele climatice pot să aibă la nivelul producţiei fie un impact negativ (pierderea unei părţi sau chiar a întregii recolte) în anii nefavorabili, fie un impact pozitiv (în cazul anilor favorabili). Aceste efecte globale rezultă din acţiunea factorilor climatici în fiecare etapă de elaborare a producţiei.

Agrometeorologia îşi propune, pe lângă precizarea efectelor factorilor climatici asupra plantelor şi animalelor, şi deservirea specializată a diferitelor ramuri ale agriculturii. Aceasta înseamnă:

stabilirea gradului de favorabilitate al condiţiilor climatice dintr-o zonă dată pentru anumite culturi agricole;

recomandări, pe baza prognozelor meteorologice şi a celor fenologice, privind momentul efectuării diferitelor lucrări agricole;

prevederea fenomenelor de risc meteorologic (călduri excesive, secetă, îngheţ) şi soluţii pentru diminuarea efectelor lor;

prevederea apariţiei şi dezvoltării unor boli legate de climat; urmărirea bilanţului hidric al solului şi elaborarea de prognoze privind

rezervele de apă din sol, etc.Concret, deservirea agrometeorologică se realizează atât la nivel local cât şi la nivel

naţional de către Laboratorul de Agrometeorologie din cadrul Administraţiei Naţionale de Meteorologie (ANM) sub formă de diagnoze şi prognoze pentru intervale de timp cuprinse între o zi şi întreg anul agricol, generale sau pentru o anumită specie agricolă. Informaţiile de acest tip sunt publicate în Buletinele Agrometeorologice. La acestea se adaugă Studii de specialitate în domeniul agrometeorologiei care se referă în principal la fenomenele de risc agroclimatic (http://www.meteoromania.ro).

16.1. Prognozele agrometeorologice. Zonarea agroclimatică

Prognozele agrometeorologice anticipează gradul de favorabilitate a condiţiilor meteorologice pentru culturile agricole şi tehnologiile aplicate. Ele înseamnă prevederea stării de vegetaţie a plantelor şi a recoltelor, pe baza analizei condiţiilor externe care le determină. Între aceste condiţii, factorii climatici joacă un rol esenţial, şi, de aceea la baza prognozelor agrometeorologice stau prevederile meteorologice. În plus, este necesară cunoaşterea biologiei plantelor, a bolilor şi insectelor care le atacă, şi a relaţiilor plantă - climat.

In funcţie de timpul de anticipaţie, se face distincţie între: prognozele pe termen scurt, prognozele pe termen mediu şi prognoze pe termen lung.

Prognozele pe termen scurt Se referă la perioade de anticipaţie de 1 - 5 zile şi se bazează în principal pe

informaţia extrasă din prognozele meteorologice. Acest tip de informaţie poate fi utilizată direct, urmărind valorile elementelor meteorologice importante (temperatură, precipitaţii, vânt) în raport cu perioada din an şi lucrările în curs sau planificate. După prelucrări simple, ea permite şi evaluarea unor date de tip agrometeorologic (evapotranspiraţie, risc de îngheţ, risc de contaminare în cazul apariţiei unei boli, etc.). Pentru a fi utile ele trebuie să fie difuzate rapid.

199

Prognozele pe termen mediuSe realizează cu perioadă de anticipaţie cuprinsă între 15 zile şi 2 luni şi înseamnă:

urmărirea sumelor de temperatură : ele permit obţinerea de informaţii asupra stării de dezvoltare a culturilor, asupra momentului realizării unei faze fenologice, care poate fi în avans sau în întârziere faţă de normală, funcţie în primul rând de valorile de temperatură prognozate;

urmărirea bilanţului hidric al solului: permite, împreună cu prognoza asupra precipitaţiilor, diagnosticarea precoce a apariţiei riscului de secetă;

elaborarea de prognoze fenologice şi prognoze privind randamentul culturilor agricole. Prognozele randamentelor agricole sunt destinate furnizării unor estimări ale producţiei, cu 1- 2 luni înainte de recoltare şi ele servesc atât la o mai bună planificare a lucrărilor agricole cât şi la anticiparea unor probleme legate de piaţă. Aceste prognoze se bazează pe modele empirice care iau în consideraţie un număr de parametrii agroclimatici.

Prognozele pe termen lung. Zonarea agroclimaticăSpre deosebire de prognozele pe termen scurt şi mediu, prognoza pe termen lung

foloseşte informaţiile climatologice. Aceste informaţii pot constitui criterii obiective de decizie pe termen lung (unul sau mai mulţi ani).

Deciziile trebuie să privească utilizarea solurilor, alegerea varietăţilor, precum şi alegerea tehnicilor de cultură cele mai potrivite. Ele se iau astfel încât sistemul de producţie ales să fie în acord cu variabilitatea climatului din zona de interes, deoarece climatul nu poate fi decât în mică măsură controlat şi modificat de către om.

Prognozele pe termen lung sunt rezultatul studiilor agroclimatice. Acestea la rândul lor se bazează pe analiza frecvenţială a variabilelor agroclimatice (sume de temperaturi, precipitaţii, bilanţ hidric) şi a seriilor cronologice ale variabilelor climatologice de bază (radiaţie solară, temperatură, umiditate, vânt). Un studiu climatic nu este complet fără un studiu de risc climatic.

Produsul final al unei astfel de activităţi este zonarea agroclimatică. In plus, pentru ca aceste studii să fie utile se apelează la reprezentarea cartografică a variabilităţii climatului precum şi a altor factori implicaţi (tipuri de soluri, reţea hidrografică, etc).

Zonarea agroclimatică îşi propune realizarea unui cât mai bune concordanţe între resursele naturale ale unei zone (factori climatici, relief, soluri, hidrologie) şi particularităţile biologice ale fiecărui tip de cultură.

Pentru realizarea ei practică se apelează la două abordări complementare:1. stabilirea trăsăturilor climatice ale fiecărei zone, de tipul celor care se găsesc

în Atlasele climatologice, fără referire la o cultură anumită; în completarea acestora pot fi realizate hărţi care corespund criteriilor agroclimatice ale culturilor importante pentru regiune;

2. realizarea de studii specifice privind potenţialul productiv pentru o anumită cultură.

16.2. Studiile de risc climatic

Riscul climatic este considerat acel “fenomen care, prin acţiunea lui în afara limitelor normale, funcţie de cerinţele bioclimatice ale plantelor cultivate, ale speciilor forestiere sau ale animalelor de fermă, într-o anumită etapă de viaţă, provoacă distrugeri violente sau progresive, determinând în final pierderi parţiale sau totale ale capacităţii lor biologice“ (Povară, 2000).

200

Literatura de specialitate face distincţie între riscul meteorologic, legat de fenomenele meteorologice periculoase (grindină, inundaţii, vânt deosebit de puternic, ş.a.) şi riscul climatic care poate fi studiat pe baza evaluărilor pe perioade lungi de timp. Primul are drept particularitate o apariţie relativ rară, iar efectele sale sunt limitate în timp şi spaţiu. In cazul riscului climatic, acţiunea frecventă a unora dintre riscuri poate conduce la modificarea favorabilităţii condiţiilor climatice pentru o anumită cultură agricolă şi, ca urmare, impune o nouă zonare.

Clasificarea riscurilor climatice se poate face în funcţie de mai multe criterii (Povară, 2000):

1. în funcţie de factorul meteorologic perturbator: riscuri radiative, determinate de durata redusă sau prelungită de strălucire a

Soarelui şi de intensitatea radiaţiei solare; riscuri termice, datorate abaterilor regimului termic faţă de normal; riscuri hidrice, datorate umidităţii necorespunzătoare, atât în aer cât şi în sol, în

raport cu un regim pluviometric normal şi consumul de apă al culturilor; riscuri combinate , cum este fenomenul de arşiţă; în acest caz, factorul termic

(temperaturi maxime 32C), se combină cu precipitaţii reduse cantitativ, umezeală atmosferică 30% , rezerva de apă accesibilă plantelor scăzută până la coeficientul de ofilire; aceste tipuri de riscuri produc cele mai mari pagube;

riscuri mecanice: cele determinate de căderile de grindină, ploile torenţiale, vânturile cu viteze foarte mari; acestea au ca efecte ruperea crengilor, distrugerea aparatului foliar, etc.

2. în funcţie de faza de vegetaţie în decursul căreia acţionează; aceste riscuri sunt specifice fiecărei culturi; de exemplu, în cazul grâului, cercetările efectuate (Povară, 2000) arată că cele mai importante riscuri apar :

în perioada vegetativă (răsărire, înfrăţire) în perioada de vernalizare în timpul criptovegetaţiei în perioada de vegetaţie activă (alungirea tulpinii, înspicare - înflorire,

umplere a bobului,...)3. după gradul de severitate al acţiunii factorilor perturbatori deosebim două mari

categorii de riscuri şi anume : riscuri dezastruoase care conduc la calamitarea culturilor şi riscuri severe / puternice / moderate / slabe, care afectează recoltele în

diferite grade.

Atunci când se studiază riscurile climatice este important să se facă referire nu numai la factorul perturbator ci şi la gradul de vulnerabilitate al materialului biologic supus riscului.

Vulnerabilitatea exprimă capacitatea unui sistem de a suferi o degradare cauzată de factorii externi de diferite tipuri. În timpul sezonului de vegetaţie vulnerabilitatea unei culturi în raport cu parametrii meteorologici de risc creşte proporţional cu cerinţele acesteia mai ales pentru apă şi temperatură, atingând valorile cele mai mari în perioadele de maximă sensibilitate.

La ora actuală meteorologia dispune de mijloace pentru prognoza riscurilor şi, în unele situaţii este posibil să se ia măsuri pentru prevenirea efectelor lor.

Pentru a putea fi utilă, noţiunea de risc climatic trebuie însoţită de noţiunea de prag de risc admisibil. Pragul de risc este determinat pentru fiecare din factorii care limitează producţia (ger, călduri excesive, deficit hidric, etc), pentru fiecare specie şi fază de vegetaţie.

Ca urmare, riscul climatic la o specie trebuie privit în corelaţie cu evoluţia în timp a sensibilităţii plantei. Un exemplu se poate da în cazul pomilor fructiferi. In climatologie

201

îngheţul apare când temperatura aerului, măsurată în adăpostul meteorologic, coboară sub 0C. În agricultură îngheţul corespunde temperaturilor suficient de scăzute pentru a provoca leziuni ale materialului vegetal. Temperatura la care se produce va depinde deci de sensibilitatea plantelor la frig. Astfel, în agrometeorologie riscul de îngheţ este rezultatul combinării probabilităţii de apariţie a temperaturilor negative (risc climatic) cu probabilitatea ca vegetaţia să fie sensibilă la aceste temperaturi (risc biologic). Pagubele cauzate vegetaţiei de către îngheţ depind de starea de hidratare a ţesuturilor, de concentraţia soluţiilor, de prezenţa agenţilor de cristalizare a apei. Pragurile termice de sensibilitate a vegetaţiei variază astfel în limite foarte largi. Pentru pomii fructiferi din regiunile temperate, mugurii dorminzi pot rezista în perioada de iarnă la temperaturi de -20C sau chiar de -30C. Odată cu intrarea în vegetaţie sensibilitatea la îngheţ creşte rapid.

Regionarea riscurilor climatice pentru culturile de interes se realizează prin suprapunerea hărţilor zonării agroclimatice cu hărţile vulnerabilităţii culturilor la factorii de risc. Rezultatul obţinut este un instrument deosebit de util în zonarea agroclimatică.

BIBLIOGRAFIE SELECTIVĂ

1. Busuioc, Aristiţa, Cuculeanu, V. (coord), P. Tuinea, ş.a., 2003 – Impactul potential al schimbării climei în România, Ed. Ars Docendi, Bucureşti,

2. Canarache, A., 1990 – Fizica solurilor Agricole, Ed. Ceres, Bucureşti;3. Dima, M., Ştefan, Sabina, 2008 – Fizica schimbărilor climatice, Ed. Ars Docendi,

Universitatea din Bucureşti;4. Dumitru, M., 1992 - Impactul ploilor acide asupra mediului ambiant. În vol. “Ecologie şi

Protecţia Mediului“ (sub red. Ionescu, Al. Ş.a.), Călimăneşti;5. IPCC, 2007: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working

Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA

6. MICĂ ENCICLOPEDIE AGRICOLĂ, 1988 - Coord. Prof. Dr.Doc. Gh. Bîlteanu, Ed. Ştiinţifică şi Enciclopedică, Bucureşti.

7. Săndoiu, Ileana , 2000– Agrometeorologie, Ed. Ceres, Bucureşti;8. Săndoiu,Ileana, 2001 a – Măsurarea şi prelucrarea datelor meteorologice şi

agrometeorologice, Ed. Alma Mater, Sibiu;

202