CLIMATOLOGIE

Curs 1: Radiatia terestra – Rt

- reprezinta emisia neintrerupta a radiatiei terestre in domeniul infrarosu- intensitatea ei depinde de temperatura absoluta (T) a suprafetei terestre, care la randul ei este

determinata de intensitatea radiatiei globale (Q) → regimul diurn al radiatiei terestre urmareste intocmai regimul diurn al radiatiei globale prezent, valori maxime la amiaza si minime dimineata

- acest lucru este valabil si in regimul annual conform caruia valorile maxime ale radiatiei terestre se produc in zilele senine de vara pe suprafete uscate, iar cele minime in noptile de iarna

- admitand ca insusirea de a emite rad calorice a suprafetei Pamantului este egala cu cea a corpului absolut negru, atunci se apreciaza ca la temperatura medie de 15°C, intensitatea radiatiei terstre este de 0,57 calorii/cm²

- Radiatia atmosferica (E a/Ra) reprezinta acea parte a radiatiei terestre care a fost absorbita selectiv de unele gaze componente ale atmosferei (vapori de apa, bioxidul de carbon, ozonul si particule lichide din atmosfera) si reemisa de acestea in toate directiile. Portiunea indreptata spre suprafata terestra reprezinta radiatia atmosferica

- vaporii de apa produc cele mai multe benzi si linii de absorbtii in regiunea vizibila a spectrului radiativ. Cea mai intensa absorbtie a vaporilor de apa se executa in domeniul infrarosu.

- vaporii de apa absorb intens cu lungimi de unda de 6 si 8,5 microni, acest interval este denumit regiunea cu maximul de transport sau fereastra atmosferica deoarece prin el se pierde in spatiul cosmic o parte din radiatia terestra

- in intervalul spectral din apropierea valorii de 18 microni, absorbtia este foarte puternica in el poate fi considerat aproape opac pentru radiatiile de unda lunga

- particulele de apa au un spectru de absorbtie asemanator cu cel al vaporilor de apa cu deosebirea ca intervalele de absorbtie maxime se deplaseaza spre lungimi de unda mai mari si sunt mai intense; de exemplu chiar in dreptul intervalului de maxim transport centrat pe radiatiile cu lungimi de unda cu 10 microni, o pelicula lichida de apa de 1,0 mm lasa sa treaca numai 1% din radiatiile infrarosii

- dioxidul de carbon are 2 benzi intense de absorbtie in domeniul undelor infrarosii, prima este centrata pe o lungime de unda de 4 microni si are intensitatea cea mare, dar fiindca se gaseste la extremitatea curbei de distributie a energiei in spectrul radiativ al suprafetei terestre, ea are mica importanta; a doua banda de absorbtie intensa este cuprinsa intre r, s si 17,1 microni cand intensitatea maxima centrata pe lungimea de unda de 14,7 microni. A treia este cuprinsa intre 17,1 si 18 microni constituie o a doua fereastra atmosferica prin care o parte din radiatia atmosferica se pierde in spatiul interplanetar.

- Ozonul are in regiunea IR o banda de absorbtie centrata pe valoarea de 3 microni , una pe 10 microni si o a treia pe 14 microni. Dintre acestea cea de-a doua ae o capacitate mare de absorbtie, celelalte fiind neinsemnate.

- printre gazele din atmosfera care au de asemenea benzi de absorbtie in domeniul infrarosu al spectrului se numara si NO, H2O, H2O5 incalzindu-se prin absorbtia radiatiei terestre, atmosfera emite neincetat si in toate directiile energie radianta. Partea indreptata inapoi spre suprafata terestra = contraradiatie atmosferica. Daca se considera ca atmosfera are aceleasi insusiri radiative ca si corpul absolut negru, atunci la temperatura de 10°C, intensitatea radiatiilor atmosferice se ridica la 0,42 cal/cm2min

- Radiatia efectiva E f reprezinta diferenta dintre radiatia terestra si radiatia atmosferica ( Ef=Et – Ea)- daca se ia in considerare faptul ca de regula temperatura suprafetei terestre este mai mare decat cea a

atmosferei atunci Et > Ea, Ef reprezinta insa o pierdere de caldura pentru suprafata terestra- exista insa si situatii in care radiatia atmosferica Ea o depaseste pe Et, ceea de determina schimbarea

sensului radiatiei efective care devine astfel un aport de caldura petnru suprafata terestra. - valoarea medie a intensitatii radiatiei efective variaza intre 0,10 si 0,30 cal/cm²/min- marimea ei depinde de temperatura si umezeala suprafetei terestre. Astfel temperaturi mari ale suprafetei

active duc la cresterea radiatiei efective prin sporirea Et. Dimpotriva temperaturi mari ale atmosferei (inversiuni termice) duc la scaderea radiatiei efective prin sporirea radiatiei atmosferice.

1

- la randul ei umezeala aerului se afla in raport invers proportional cu intensitatea radiatiei efective prin intensificarea Ea. Aceasta scadere nu depinde numai de cantitatea norilor ci si de felul si pozitia lor; de exemplu in regiuni desertice lipsa norilor si umezeala foarte mica a aerului favorizeaza cresterea considerabila a radiatiei efective. Din aceasta cauza temperatura coboara sub 0°C

- in schimb prezenta norilor si valorile ridicate ale umezelii aerului determina o crestere importanta a radiatiei atmosferice si implicit o scadere a radiatiei efective, protejand astfel suprafata terestra de raciri succesive.

- In unele noptide iarna, cu cerul complet acopert de nori, radiatia atmosferica poate inregistra valori mai mari decat a radiatiei terestre contribuind in mod direct la incalzirea suprafetei terestre. In afara factorilor mentionati , intensitatea Ef mai depinde si de marimea suprafetei emisive , raportul fiind direct proportional. Din aceasta cauza, un sol arat se raceste mai repede decat unul batatorit.

- regimul diurn al radiatiei efective prezinta un minim principal inaintea rasaritului soarelui, un altul dupa rasaritul soarelui si un maxim de amiaza.

- regimul anual al intensitatii Ef prezinta un maxim vara sau primavara cand transparenta aerului este ridicata si un minim iarna - aportul total de energie solara este mai redusa.

- pe vertical intensitatea Ef creste cu altitudinea datorita scaderii si cresterii transparentei aerului- cunoasterea intensitatii Ef joaca un rol important in schimbul caloric neincetat dintre suprafata terestra si

atmosfera de deasupra, fiind utila in prognozarea ingheturilor si ceturilor radiative, in calcularea bilantului radiativ.

Curs 2 : Bilantul radiativ

Bilantul radiativ reprezinta diferenta dintre suma tuturor fluxurilor radiative de unda scurta sau lunga primite si cedate de suprafata terestra.

Formulele bilantului radiativ: B = S + D – RS + Ea - Et

B = Q – RS + Eef

B = Q (1 – A) – Eef (bilantul radiativ ziua)Noaptea, in absenta radiatiilor de unda scurta, formula bilantului radiativ este : B = - Eef = Et - Ea

Marea variabilitate a componentelor bilantului radiativ determina si variabilitatea bilantului radiativ insusi. Valoarea bilantului radiativ depinde de unghiul inaltimii soarelui asupra orizontului.

In evolutia sa diurna, B este pozitiv ziua si negaiv noaptea. Trecerea de la bilantul pozitiv numit si bilant de izolatie la cel negativ numit bilant de radiatie are loc la inaltimi pe timp de ziua, de 10-15° (orele 17-19).

Trecerea inversa are loc intre orele 5-7. In momentul trecerii, valoarea B=0. In regim diurn, curba bilantului radiativ este asemanatoare cu cea a S. In timpul noptii, B are variatii foarte slabe deoarece radiatia efectiva de care depinde nu prezinta schimbari importante. Atat ziua cat si noaptea, valoarea B prezinta variatii importante datorita nebulozitatii si a caracteristicilor suprafetei active. De exemplu ziua, B> deasupra apei decat deasupra uscatului. De asemenea, in conditii sinoptice identice B al deserturilor este mult mai mic decat al terenurilor de vegetatie din cauza A ridicat al nisipului.

In regim anual, B atinge valori maxime vara cand suma radiatiei primite este pretutindeni mai mare decat al celor cedate si valori minime iarna. Media anuala a B al suprafetei terestre este de 68 Kcal/cm2. Aceasta valoare inregistreaza scaderi sub 0 in Antarctica (-2→ -8 Kcal/cm2 in interiorul continentului Antarctica) si atinge valori maxime de 120,140 Kcal/cm2 in regim cu clima ecuatoriala si tropical oceanica. La laitudinile tarii noastre, se inregistreaza valori medii anuale ale B de 40→50 Kcal/cm2.

Cunoasterea valorii B este foarte importanta deoarece acestea pot fi modificate prin diverse tipuri de lucrai agrotehnice.

Procesele in care se consuma caldura rezultata din bilantul radiativ. Suprafata terestra are o temperatura medie de echilibru de 15°C. In absenta atmosferei aceasta ar fi de -3°C pentru globul terestru real care are un A de 9 procente, temperatura de echilibru ar fi de 4°C pentru globul terestru acoperit integral cu apa. (A=5 procente).

2

Temperatura de echilibru ar fi de 8°C pentru un glob terestru uscat (A=20 procente). Temperatura medie echilibru -80°C pentru un golb acoperit cu zapada (A=80 procente).

Pentru ca temperatura de echilibru de 15°C sa se mentina, este necesar ca intreaga cantitate de caldura obtinuta de suprafata terestra obtinuta sub forma B sa se consume. Aceste consumuri se realizeaza in 3 procese principale si 3 secundare.

Procesele principale sunt : incalzirea solului in adancime, incalzirea aerului de deasupra, evaporarea apei.

Procesele secundare sunt : pentru topirea ghetii si zapezii, pentru incalzirea precipitatilor, procese biologice de constituire a substantei in vid.

Deoarece in anumite situatii consumurile mentionate se pot converti in aporturi (suprafata terestra primeste caldura din atmosfera, adancul solului). Unii autori au denumit procesele predominant consumatoare de caldura cu termenii mai corespunzatori de transporturi de caldura ( H. Flohn – 1968).

Transportul caldurii in sol (Td) se realizeaza intre suprafetele solului si partile mai adanci ale acestuia avand sensuri opuse dupa cum B este pozitiv sau negativ. Astfel, ziua cand la suprafata terestra aportul de caldura este mai mare decat pierderea de caldura, aceasta se incalzeste si transmite o parte din caldura insusita stratelor mai adanci ale solului.

Noaptea si iarna, in fazele negative de B cand pierderile calorice sunt mai mari decat primirile, suprafata solului se raceste si se formeaza un flux invers de caldura, de jos in sus. Astfel, fluxul pozitiv de caldura indreptat de sus in jos ziua, impiedica incalzirea prea puternica a suprafetei solului. Fluxul negativ de caldura indreptat noaptea de jos in sus, impiedica in schimb racirea excesiva a temperaturii solului.

Gradul de incalzirea al suprafetei solului depinde de intensitatea radiatiei solare globale dai si de factori legati de natura si structura solului :

- coeficientul de absorbtie- caldura specifica- coeficientul de conductibilitate calorica- coeficientul de conductibilitate termicaCoeficientul de absorbtie (β)=1-A este complementul albedouluiCaldura specifica(capacitatea calorica) reprezinta cantitatea de caldura necesara unui gram sau cm³ dintr-un corp pentru a-si mari temperatura cu 1°C. Cand corpul este exprimat in g, caldura specifica se numeste grafimetrica ( c = cal/gr.grad). Cand corpul este exprimat in cm³, caldura se numeste volumetrica ( C= cal/cm³.grad) C=c*g , c= C/g

In cazul apei care la temperatura de 4°C are g=1, caldura specifica gravimetrica este egala cu caldura volumetrica. Aerul are o caldura gravimetrica foarte mica c=0,24 cal/g.grad si o caldura volumetrica C=0,0003 cal/cm³grad. C a comp. solului variaza in limite foare largi: Cnisip = 0,19 cal/cm³grad, Ccalcar=0,90 cal/cm³grad, C humus = 0,40 cal/cm³grad, C argila = 0,55 cal/cm³grad

Din aceste date rezulta ca caldura specifica a solului depinde nu numai de cea a compozitiei sale ci si de cea a aerului cu care sunt umpluti porii sau spatiile lafunare ale solului. Prin urmare, data fiind caldura specifica mare a apei si foarte mica a aerului rezulta ca cu cat solul va contine mai multa apa si mai putin aer, cu atat caldura sa specifica va creste si invers. Din aceasta cauza, cantitati egale de caldura incalzesc mai putin sol umed cu caldura specifica mare decat unul uscat cu caldura specifica mica. Totodata, racirea radiativa a solului umed este mai lenta decat a celui uscat, el ramanand noaptea mai cald decat cel uscat.

Deoarece aerul are caldura specifica mica, rezulta ca un sol afanat cu structura granulara mare si un continut mare de aer, va avea intotdeauna o caldura specifica mai mica decat a unui sol batatorit. Daca aceleasi spatii lacunare ale solului sunt ocupate in schimb in diferite proportii cu apa, atunci se inregistreaza o crestere a caldurii specifice. Fiind umplute cu apa solurile argiloase se incalzesc intotdeauna ziua mai putin si mai lent decat solurile nisipoase dar in schimb se racesc mai greu in timpul noptii.

Conductibilitatea calorica reprezinta proprietatea corpurilor de a transmite caldura de la o molecula la alta, de la un strat la altul. Propagarea caldurii se va face dinspre straturile cu molecula mai ridicata spre straturile cu temperatura mai ridicata. Pentru exprimarea ei cantitativa, se foloseste coeficientul de conductibilitate calorica (λ) ce reprezinta cantitatea de caldura ce trece in timp de o secunda printr-un strat

3

de materie cu suprafata de 1 cm² si o grosime de 1 cm pe directie normala fata de cele ridicate intre care exista un coeficient de caldura de 1°C, λ = cal/cm².s.grad

Conductibilatea calorica este mare in cazul metalelor si foarte mica in cazul substantelor organice. Conductibilitatea calorica a solului depinde nu numai de structura lui ci si de natura materiei cu care sunt umplute spatiile sale lacunare.

Coeficientul de conductibilitate calorica ai constituientilor solizi ai solului variaza intre 0,002 si 0,006 cal/cm².s.grad. λapa = 0,0015 cal/cm².s.grad, λ aer=0,0005 cal/cm².s.grad.

Din aceste date rezulta ca cu cat structura solului este mai mare cu atat spatiile sale lacunare sunt mai mari si indiferent daca sunt umplute cu apa sau aer in sol va scadea. Pentru un sol cu un volum dat de spatii lacunare, λ va fi mai mare, insa cand acestea sunt umplute cu apa si mai mic cand umplute cu aer.

Pe langa caldura specifica mare, valoarea mare a coef. de cond. cal. landa face ca ziua caldura primita de solul umed sa se transmita mai rapid spre adancime, suprafata acestuia incalzindu-se mai putin decat suprafata unui sol uscat care, avand un λ mai mic acumuleaza in straturile superficiale cea mai mare parte a caldurii primite si se incalzeste excesiv. Noaptea λ mare inlesneste transmiterea caldurii dinspre straturile adanci ale solului umed spre suprafata lui suplinind astfel o parte din caldura pierduta de aceasta si facand sa ramana mai calda decat suprafata unui sol uscat a carei λ mai mica nu permite formarea unui aflux de caldura impusa din adancime.Legile propagarii caldurii in sol

Caldura se transmite in adancul solului in principal prin conductibilitate. Acest proces se desfasoara insa lent, ceea ce face ca maximele si minimele termice diurne si anuale sa se atinga cu atat mai tarziu cu cat adancimea solului este mai mare. Calculele matematice au dus la stabilirea unor legi ale transmiterii caldurii in sol.1. Perioade de oscilatie diurna si anuala a temperaturii este identica pentru toate adancimile pana la care se

resimte o variatie cat mai slaba.2. Cresteri in progresie aritmetrica a adancimii solului ii corespunde o descrestere in progresie geometrica

a altitudinii. In toate solurile temperatura medie zilnica devine constanta de la 1 metru in jos, iar temperatura medie anuala ramane constanta de la 19 m in jos.

3. Adancimea la care temperatura medie diurna devine constanta se afla in raport direct proportional cu radacina patrata a perioadei de oscilatie.Un ger puternic de scurta durata se resimte pana la o adancime mai mica decat un ger slab de durata lunga Intarzierea producerii maxime si minime termice este direct proportional cu adancimea.

Curs 3: Transportul caldurii in mare (Tm)

Se realizeaza diferit de cel al Pamantului ferm, deoarece conductibilitatea calorica a apei este foarte mica (0,0015 cal/cm²) => ca in apa marii calduroasese transmite in principal prin amestec tulburent datorat valurilor si curentilor.

Daca conductibilitatea calorica datorata amestecului tulburent se exprima cu aceiasi unitate de masuraca si conductibilitatea moleculara atunci valoarea ei ar fi cuprinsa, in functie de intensitatea amestecului intre 1-1000 cal/cm², valoarea medie a coeficientului de conductibilitate calorica datorata amestecului turbulent este cca 300 cal/cm²s grad.

Transportul vertical al caldurii in mare se realizeaza pe adancimi de ordinul sutelor de metri.

Pentru exprimarea transportului turbulent vertical in mare se foloseste formula : Q= -Ac , unde Q-

cantitatea de caldura ce trece prin unitatea suprafata in unitatea de timp, A-coeficientul de schimb caloric, c-

caldura specifica a apei, -gradientul termic vertical.

Complexitatea mecanismului de transmitere a caldurii in apa mereu miscatoare face ca aceste formule sa fie orientative. Cu toate acestea s-a dovedit ca in apa marii variatiile termice dispar la 300 m adancime din cauza caldurii specifice si a conductibilitatii ridicate ale apei, din cauza consumului mare de caldura in procesul evaporatiei si a miscarii apei.

4

In regim diurn apa marilor se incalzeste mai lent ziua si se raceste mai greu noaptea.La suprafata marii altitudinile termice diurne sunt foarte mici, scazand de la 0,5°C in zonele

intertropicale la 0,3°C in zone temperate si la 0,1°C in zone polare.Amplitudinile termice diurne se sting pe verticala la adancimea de 20 metri.Regimul diurn anual al suprafetei marii la latitudinea temperaturii polare inregistreaza valori maxime in

august si septembrie si valori minime in februarie si martie.Amplitudinile anuale scad pe masura indepartarii de tarmuri dar in larg ele cresc catre regimurile

temperate atat dinspre poli cat si dinspre ecuator.Marile continentale puternic influentate de uscat inregistreaza o crestere substantiala a amplitudinilor

termice anuale.Astfel in Marea Baltica se inregistreaza amplitudinea de 12-17°C, iar in Marea Neagra intre 24-26°C.Temperatura medie anuala a Oceanului Planetar, este de 17,4°C, cele mai mari valori medii anuale se

inregistreaza in Golful Persic 35,6°C si cele mai scazute valori in Marile Arctice -2° la -3°C.

Transportul caldurii in aer (Ta)

O mare parte din caldura provenita din B se consuma pentru incalzirea aerului de deasupra.Transmiterea caldurii in aer se face prin 4 procese : conductibilitate moleculara, radiatie, turbulenta,

convectie.- conductibilitatea moleculara – joaca un rol neinsemnat deoarece acesta are uncoeficient de

conductibilitate calorica extrem de redus: λaer = 0,0005 cal/cm² , ceea ce face ca prin acest proces aerul nemiscat sa se incalzeasca pe o grosime de 4 cm.

- Radiatia – are o contributie importanta fiind reprezentata prin fluxul radiativ de unda lunga (in IR) emis neincetat de catre suprafata terestra (Et). Acest flux este absorbit in mod selectiv de raportul de apa, CO2

si O3, care se incalzesc si incep sa emita in toate directiile radiatii calorice de unda lunga (in IR) formand radiatii atmosferice (Ea)

- Turbulenta – reprezinta miscari dezordonate ale aerului sub forma unor mici vartejuri al caror efect consta in amestecul volumelor de aer cu temperaturi diferite ceea ce implica un schimb de caldura intre suprafata activa si aerul de deasupra precum si intre diferite straturi ale aerului. Turbulenta se poate datora unor cauze termice sau dinamice.

- Turbulenta termica ia nastere in urma incalzirii inegale a micilor fatete si suprafete orientate fata de razele soarelui. Aerul in contact cu aceste suprafete se incalzeste determinand formarea unor curenti ascendenti de aer deasupra suprafetei mai calde si a unor curenti descendenti deasura suprafetelor mai reci. La latitudini medii turbulenta termica se produc numai in semestrul cald pe timp senin, intensitatea ei fiind maxima in orele amiezii cand insolatia este maxima. Prezenta turbulentei termice este pusa in evidenta de tremurul conturelor obiectelor , fiind un fenomen optic datorita refractiei diferentiate a luminii.

- Turbulenta dinamica apare in urma interactiunii dintre volumul de aer aflat in miscare si neregularitatile scoartei terestre. Astfel obscacolele mici precum si cele mari (dealuri, munti, paduri) se opun deplasarii liniare a aerului modificandu-i viteza. Pe langa amestecul aerului care se poate resimte pana la o distanta de sute de metri fata de obstacolul initial, un alt efect este de miscare a vitezei vantului

- Convectia – reprezinta miscarea verticala a aerului , poate sa fie termica sau dinamica.- Convectia termica reprezinta o turbulenta termica la scara mare; ea apare in urma incalzirii inegale a

diferitelor compartimente relativ omogene ce alcatuiesc suprafata terestra (pasuni, paduri, plaje, mlastini). Prin incalzire volumul de aer aflat in contact cu una din aceste suprafete isi sporeste energia cineticomolecura si se dilata. In acest fel densitatea lui devine mai mica decat cea a aerului inconjurator. Odata intrat in miscarea ascendenta aerul respectiv incepe sa se raceasca adiabatic γa=1°C/100 m pana cand temperatura lui interna devine egala cu temperatura aerului inconjurator. La nivelul egalizarii temperaturii se egalizeaza si densitatea aerului disparand astfel energia de instabilitate si acceleratia pozitiva. In acest caz volumul de aer ramane in stare de echilibru indiferent. In compensatie aerul mai rece si mai dens de la inaltime capata o acceleratie negativa si intra in miscare descendenta ajungand la

5

suprafata terestra unde in contact cu aceasta se reincalzeste si intra din nou in ascensiune. Miscarile convective ale aerului efectueaza un transport vertical de caldura si min. vapori de apa pe care ii ridica odata cu aerul pana la diferenta inaltimii unde se produce condensarea prin care se elibereaza in atmosfera caldura lor latenta de evaporare.

- Convectia dinamica se dezvolta numai in situatii speciale si poate fi frontala (presupune ascendenta unui volum de aer mai cald deasupra unuia mai rece) sau orografica (miscarea ascendenta fortata a aerului cald deasupra muntilor)

- Atat Convectia termica cat si convectia dinamica reprezinta procesul fizic cel mai important care produce schimbul de caldura intre suprafata terestra si aerul de deasupra ca si intre diferenta stratului de atmosfera pana la limita ei superioara.Valoarea schimbului caloric turbulent intre segmentul terestru si atmosfera este data de cantitatea de

caldura cedata sau primita de suprafata terestra catre si de la atmosfera.Pentru calcularea fluxurilor verticale de caldura si a evaporatieice are loc in intervalele cu convectie

ascendenta este foarte utila cunoasterea coeficientului schimbului turbulent. Acesta reprezinta cantitatea de aer ce trece in timp de 1s printr-o sectiune de 1 cm² pe directie normala.

Regimul diurn al coeficientlui schimbarii turbulentei se caracterizeaza prin valori mari indreptate dinspre suprafata terestra spre atmosfera in timpul zilei si valori mici orientate invers in timpul noptii.

Turbulenta termica si dinamica prin intermediul carora se produce schimbul caloric se produc fie concomitent fie succesiv, astfel pe timp senin si cald are loc numai turbulenta termica, ea crescand pe masura cresterii temperaturiii suprafetei active, motiv pentru care are valori maxime la amiaza cand depaseste turbulenta dinamica. Turbulenta dinamica intervina odata cu aparitia vantului si este cu atat mai mare cu cat viteza vantului este mai mare.

Iarna turbulenta termica este minima, cea dinamica devenind predominanta.In general schimbul caloric turbulent dintre suprafata terestra si aerul de deasupra este pozitiv adica

suprafata terestra cedeaza caldura aerului de deasupra. Uneori el devine negativ mai ales cand cerul este acoperit cu nori inferiori densi care fac ca radiatia atmosferica sa fie mai mare decat radiatia terestra astfel incat suprafata terestra primeste caldura de la aerul de deasupra.

Pentru calcularea acestui schimb de caldura dintre suprafata terestra si aerul de deasupra se folosesc

diverse forme din care : S= -ρCrK unde : S-schimbul de caldura, Cr-capacitatea calorica a aerului, K-

coeficientul schimbului turbulentei Curs 4

Ca urmare a proceselor prin mijlocirea carora se realizeaza schimbul de caldura dintre suprafata terestra si aer, temperatura acesteia din urma scade treptat pe masura cresterii altitudinii. Aceasta variatie a temperaturii aerului raportata la unitatea de distanta verticala poarta numele de gradient termic local si are valori de 0,6 °C la 100 m (γe = 0,6 °C/100 m). Reprezinta variatia temperaturii aerului cu inaltimea. In realitate, gradientul termic vertical inregistreaza mai ales in troposfera inferioara valori care difera amplu de la un loc la altul pentru acelasi moment si de la un moment la altul pt acelasi loc.

Temperatura aerului se poate modifica atat din cauza schimburilor de energie calorica dintre diferite valori de aer cat si prin variatia presiunii exterioare. In acest din urma caz in care un volum de aer considerat si aerul inconjurator nu se realizeaza schimbul de materie si energie iar variatia temperaturii se datoreaza exclusiv variatiei presiunii si a volumului aerului considerat are loc variatia adiabatica a temperaturii.

Gradientul termic vertical caracteristic proceselor adiabatice poarta numele de gradient termic adiabatic si are valori de 1°C/100 m (γa)

In functie de relatiile dintre gradientul termic vertical local si gradientul adiabatic se stabileste starea de stabilitate sau instabilitate a unui volum de aer considerat. Astfel un volum de aer este considerat instabil atunci cand γe > γa.Transportul de caldura in procesul evaporatiei (Tv)

6

Conform calculelor efectuate din cele 110 kcal/cm².an absorbite de fiecare cm² al suprafetei terestre, 46 kcal/cm².an se consuma in procesul evaporatiei. Aceasta deoarece pe cea mai mare parte a globului terestru, evaporatia se desfasoara neintrerupt in consumul da caldura in procesul evaporatiei) se ridica la 667 cal pentru evaporarea unui gram de gheata la temperatura de 0°C, 597 cal pt evaporarea unui gram de apa la temperatura de 0°C, 580 cal pentru evaporarea unui gram de apa la temperatura de 30°C.

In foarte multe regiuni de pe glob prin evaporare se consuma cea mai mare parte a caldurii obtinuta prin bilantul radiativ. Acest proces caracterizeaza intensitatea schimbului de caldura si umezeala dintre suprafata terestra si aerul de deasupra.

Caldura consumata in procesul evaporatiei, inmagazinata in vaporii de apa si denumita caldura latenta de evaporare este transportata ascendent odata cu vaporii de apa, la diferite niveluri altitudinale din atmosfera unde este eliberata brusc in procesul condensarii contribuind astfel la transportul turbulent de caldura dintre suprafata terestra si aerul de deasupra.Bilantul caloric al suprafetei terestre (Bc)

Reprezinta diferenta dintre cantitatea de caldura obtinuta din bilantul radiativ si cea consumata in diverse procese de transport caloric.Bc= B – (Ts+Ta+Tv+Tp+Tg+Tb)24h : Bc=B-(Ta+Tv)Suprafete uscate : Bc=B-TaSuprafete umede : Bc=B-Tv

Apa in atmosferaEvaporarea – procesul de trecere a apei din stare lichida in stare gazoasa. Acest proces are loc la

suprafata lichidelor si datoreaza faptului ca in miscarea lor haotica unele dintre moleculele apei ating viteze suficient de mari pentru a invinge rezistenta peliculei de absorbtia si a patrunde in aer. Continuandu-si miscarea haotica, o parte dintre molecule se intorc in lichid; cat timp insa numarul moleculelor care parasesc suprafata lichidului este mai mare decat al celor care se intorc, evaporarea continua.

Cand cele doua fluxuri sunt egale, evaporarea inceteaza, aerul fiind saturat cu vapori de apa. Cand aerul de deasupra este suprasaturat cu vapori de apa, numarul moleculelor ce se intoarce in lichid este mai mare decat al celor ce il parasesc, creandu-se conditiile pentru producerea condensarii sau sublimarii vaporilor de apa. Intensitatea procesului de vaporare depinde de 2 categorii de factori : conditiile atm caracterizate de intensitatea radiatiei solare globale, intensitatea schimbului turbulentei, valoarea presiunei atmosferice ; conditiile fizice ale suprafetei evaporate date de concentratia apei in saruri, temperatura apei, conductibilitatea calorica a apei, gradul de umezire a solului, prezenta vegetatiei sau a stratului de zapada.

Viteza de evaporare se exprima in gram.s/cm²s sau mm.Evaporarii fizice i se adauga si evaporatia fiziologica sau transpiratia plantelor. Cele 2 procese au fost

denumite laolalta cu termenul generic de evapotranspiratie care reprezinta procesul de pierdere a apai de pe o suprafata continentala oarecare atat prin evaporare fizica cat si prin transpiratie.

Evapotranspiratia care s-ar realiza de pe o suprafata continentala oarecare in cazul cand aceasta ar contine o cantitate nelimitata de apa poarta numele de evapotranspiratie potentiala sau evapotranspiratie maxima posibila.

In natura. Pe suprafetele continentale evapotranspiratia efectiva sau reala este de obicei mai mica decat cea potentiala din simplul motiv ca apa nu este disponibila in cantitati nelimitate.

Evapotranspiratia efectiva se calculeaza cel mai simplu prin intermediul formulei bilantului hidric : ET=P-(R+ds), unde P este cantitatea de apa din pp atm, R – cantitatea de apa ce se scurge de la suprafata terestra, ds – cantitatea de apa ce se infiltreaza in sol, ET – evaporarea transpiratiei efective)

Suprafata terestra evapora anual o cantitate de 518000 km³ apa (100%) din care o cantitate de 447900 km³ provine de pe suprafata marilor si oceanelor iar 70700 km³ provine de pe suprafata continentelor.

Ca rezultat al procesului de condensare, apa se intoarce pe suprafata terestra sub forma pp contribuind astfel la pastrarea in echilibru complex al apei in natura.

7

Umezeala aerului – este o proprietate a aerului determinata de prezenta apei, de valoarea umezelii aerului depind in buna masura, cantitatea norilor, a pp, transparenta atm, bilantul caloric al sistemului pamant-atm.

Pentru definirea cantitatii de vapori de apa din aer se utilizeaza mai multe marimi si unitati de masura:1. Tensiunea vaporilor = presiunea partiala exercitata de vaporii de apa in cadrul presiunii generale a atm:

mm Hg; mb = h Pa. Tensiunea vaporilor poate fi reala – e (=presiunea partiala a vap de apa din atm la un moment dat; este in raport direct proportional cu temperatura aerului) sau de saturatie – E (= presiunea vap de apa care satureaza aerul respectiv la o temperatura data)

2. Umezeala absoluta – cantitatea de vapori de apa exprimata in grame, existenta in unitatea de volum de aer (g/m³), poate fi reala – a (=cantitatea de vap de apa exprimata in grame ce se gaseste in unitatea de volum de aer) sau de saturatie – A (=cantitatea de vapori de apa exprimati in grame care produc saturatia unitatii de volum de aer.

3. Umezeala specifica – cantitatea de vapori de apa exprimata in grame sau in kg, poate fi reala – q (=cant de vap de apa exprimata in g continuta la un moment dat dintr-un kg de aer cu o temperatura data) sau de saturatie – Q (= cant de vapori de apa exprimata in g care satureaza un kg aer la o temperatura data)

4. Raportul de amestec al aerului umed(r) – raportul dintre masa vap de apa si masa aerului uscat dintr-un volum dat de aer umed

5. Umezeala relativa a aerului reprezinta raportul dintre tensiunea reala si tensiunea de vaporatie exprimata in procente

r = e/E * 100 (%)r = a/A * 100 (%)

6. Deficitul de saturatie : d = 100% - r , exprima cantitatea de vapori de apa pe care o mai poate inmagazina un volum dat de aer pentru a-si atinge gradul saturatiei d = E – e mb (hPa)

7. Temperatura punctului de roua (T) – reprezinta temperatura la care se produce saturatia in vapori de apa a unui volum dat de aer.

Curs 5

Umezeala aerului este determinata de o serie de factori. Cea mai importanta marime a umezelii aerului respectiv tensiunea de saturatie (E), depinde in primul rand de temperatura aerului. Astfel, ea creste cand temperatura se mareste si invers. Ea mai depinde insa, si de alti factori precum: starea de agregare a apei, forma sprafetei evaporate, continutul apei in saruri.

Starea de agregare a apei influenteaza tensiunea de saturatie in sensul micsorarii acesteia deasupra ghetii din cauza coeziunii moleculare mai mari care face ca numarul moleculelor ce evadeaza din gheata sa fie mai mic, si in sensul marimii acesteia deasupra apei.

Ea>EgEg creste cu temperatura astfel incat ea devine egala cu Ea la 0°C.Forma suprafetei evaporate creaza conditii diferite de evadare si intoarcere a moleculelor in masa

lichidului, marind sau micsorand tensiunea de saturatie. Astfel, cand suprafata este convexa, moleculele au de invins o rezistenta mai mica la evadare (traversand pelicula de absorbtie dinspre partea concava) si o rezistenta mai mare la intoarcere. Pentru suprafete concave, evadarea este mai grea si intoarcerea mai usoara.

Ecx>Ep>EcvPentru norii alcatuiti din picaturi de dimensiuni diferite, acestea au curburi mai mari cand sunt de

dimensiuni mai mici si invers: curburi mai mici cand picaturile sunt mai mari. Aceasta inseamna ca tensiunea de saturatie din jurul picaturilor de apa scade pe masura cresterii acestora in dimensiuni, aerul devenind nesaturat in jurul picaturilor mici care astfel se evapora si suprasaturat in jurul picaturilor mari care astfel creste si mai mult in dimensiuni si greutate.

Continutul apei in saruri – E dobandeste valori cu atat mai mici cu cat continutul apei in saruri este mai mare, din cauza coeziunii moleculare mai mare a apei saline, motiv pt care: Es>Ed

Condensarea reprezinta procesul fizic de trecere a apei din faza gazoasa in faza lichida. Cand vaporii de apa trec direct in stare solida, procesul se numeste sublimare.

8

Pentru ca vaporii de apa dintr-un volum de aer sa condenseze sunt necesare 2 conditii : suprasaturatia si prezenta in aer a nucleelor de condensare.

Un volum de aer este considerat nesaturat cand tensiunea reala a vaporiilor este mai mica decat tensiunea de saturatie: e<E, r<100%, t>T. Acesta isi atinge saturatia cand e=E, r=100%, t=T. Un volum de aer devine suprasaturat cand e>E, r>100%, t<T.

Un volum de aer ajunge la saturatie sau suprasaturatie pe 2 cai : fie prin cresterea cantitatii de vapori, fie prin scaderea temperaturii aerului.

In natura, atingerea saturatiei si a suprasaturatiei prin cresterea tensiunii vap (e) se realizeaza foarte greu deoarece vaporii de apa se imprastie in atmosfera prin difuzie, turbulenta, convectie si advectie. Cel mai frecvent, aerul devine saturat prin scaderea temperaturii aerului astfel incat in momentul saturatiei t<T iar daca racirea continua suprasaturatia se atinge atunci cand t<T.

Racirea aerului se datoreaza mai multor cauze:- racire radiativa- racire advectiva- racire adiabatica (convectie ascendenta a aerului)- amestecul a doua mase de aer cu temperaturi diferite

Experientele de laborator au aratat ca in aer pur condensarea incepe asupra saturatiei la valori de 500-800%.

In atmosfera, asemenea suprasaturatii sunt imposibil de atins; cele mai multe si mai frecvente condensari producandu-se la suprasaturatii putin mai mari de 100%. Acest lucru este posibil din cauza prezentei in aer a nucleelor de condensare.

Nucleele de condensare din troposfera au aproape in exclusivitate provenienta terestra. Cele mai multe patrund in atmosfera prin pulverizarea picaturilor fine de apa de pe crestele valorilor maxime, evaporarea acestor picaturi imbogateste aerul cu cristale scheletiforme cu saruri higroscopice purtate de vant si pe continente. Alte tipuri de nuclee de condensare sunt reprezentate de suspensiile minerale si organice din atmosfera. Nucleele de condensare pot fi de 2 feluri : solubile sau insolubile.

Nucleele de condensare solubile sunt reprezentate de NaCl, MgCl de origine marina precum si de diversi acizi proveniti din diverse combinatii din aer. Fiind higroscopice aceste particule sunt foarte active din punct de vedere chimic. Astfel, apa condenseaza in jurul unui cristal de sare si il dizolva formandu-se o picatura salina. Deoarece tensiunea de saturatie deasupra apei cu un continut mare de saruri este mai mica decat cea de deasupra apei pure → condensarea se produce chiar la valori ale umezelii relative de 78 – 80 %. Deci, in prima faza a dezvoltarii picaturii salinitatea scade atingand dupa sine o crestere a tensiunii de saturatie. Dar in compensatie se micsoreaza curbura acestora, ceea ce face ca tensiunea de saturatie sa se diminueze. Astfel, picaturile pot creste in dimensiuni la suprasaturatii mici.

Nucleele de condensare insolubile sunt reprezentate de pulberile minerale si organice din aer putin active d.p.d.v. chimic.

In aer mai exista si nuclee de sublimare care cristalizeaza in acelasi sistem cu apa. Acestea sunt reprezentate de particule de cuart care favorizeaza producerea sublimarii la valori ale umezelii relative de sub 100 procente. Cristalele de gheata astfel formate se mentin si cresc mai usor decat picaturile de apa deoarece Eg<Ea.

Condensarea se produce la 3 niveluri:- la nivelul suprafetei terestre- in paturile inferioare ale troposferei- in atmosfera libera

Condensarea la nivelul suprafetei terestre – cand un strat de aer inferior in contact cu suprafata terestra se raceste sub T, vaporii din cuprinsul acestuia condenseaza ori sublimeaza dand nastere unor fenomene hidrometeorologice lichide (roua) si solide (bruma, chiciura, poleiul)

Condensarea in paturile inferioare a troposferei – cand temperatura paturilor celor mai de jos ale troposferei coboara sub T (temperatura punctului de roua) vaporii de aer condenseaza ori sublimeaza dand nastere unor picaturi fine de apa, cristale de gheata, amestec de picaturi si cristale, care formeaza aerul cetos si gheata. Aerul cetos reprezinta suspensia in patura troposferei inferioare a unor picaturi, cristale sau ambele care

9

reduc vizibilitatea orizontala intr 1 si 10 km. Aerul cetos precede uneori ceata avand aspectul un val cenusiu putin dens prin care norii se vad ca printr-un geam mat.

Ceata reprezinta suspensia in paturile troposferei inferioare a unor picaturi, cristale sau picaturi si cristale care micsoreaza vizibilitatea orizontala sub 1 km.

In lumina puternica, picaturile sau cristalele de gheata din compozitia cetii, pot fi vazute cu ochiul liber. In general ceata se prezinta ca un val albicios, insa in zonele urbane intens poluate aceasta are nuante de galben murdar. Ceata creaza senzatia certa de umezeala deoarece in prezenta ei valoarea umezelii relative este in jur de 100%.

Structura si caracteristicile microfizice ale cetii se deosebesc de cele ale norilor numai prin pozitie. Ceata este alcatuita numai din picaturi de apa cand T este pozitiva. Din picaturi supraracite si cristale de gheata cand T=0°C. Ceata este alcatuita numai din cristale de gheata cand T= -40°C.

Dimensiunile picaturilor variaza in limite largi astfel cand T este pozitiv, raza picaturilor este intre 1-60 μ. Cand T este negativa, raza picaturilor este de sub 5 μ. Numarul picaturilor este in medie de 50-100 picaturi/cm³ aer si 500-600 picaturi pentru ceata densa. Pentru formarea cetii este necesara atingerea suprasaturatiei: fie prin cresterea cantitatii de vapori fie prin racirea aerului, fie pe ambele cai simultan. Pentru disparitia cetii aerul trebuie sa devina nesaturat fie prin scaderea cantitatii de vapori fie prin incalzirea aerului. Dupa conditii sinoptice generale ale formarii ei, ceata poate fi de 2 feluri : ceata formata in interiorul aceleiasi mase de aer sau ceata frontala.

1. Ceata formata in interiorul aceleiasi mase de aer se subimparte dupa cauzele fizice, concrete ale formarii ei in :

- ceata formata prin cresterea cantitatii de vapori apare in conditii de stabilitate atmosferica atunci cand de pe o suprafata evaporanta mai calda de obicei acvatica, o mare cantitate de apa patrunde in aerul mai rece de deasupra unde condenseaza producand ceata de evaporare care este mai frecventa iarna si care se subdivide in ceata de rau, loc, mare.

- ceata formata prin racirea aerului se subdivide dupa cauzele fizice ale racirii in :• ceata de radiatie – este tipic continentala si ia nastere datorita racirii radiative nocturne a

suprafetei terestre si aerului de deasupra adica in conditii de inversiune termica frecventa in regim anticiclonic caracterizat prin calm sau vant slab. In acest caz, limita inferioara a cetii coincide cu limita inferioara a stratului de inversiune termica. Dupa inaltimea la care se identifica ea poate fi ceata radiativa joasa sau inalta. • ceata de advectie se formeaza in interiorul maselor de aer cald si umed ce se deplaseaza peste suprafete intinse cu temperaturi scazute dar si in interiorul maselor de aer rece care se deplaseaza peste suprafete acvatice mai calde. Aceasta ceata se imparte in : ceata aerului tropical ce patrunde peste suprafete continentale reci de la latitudine medie: ceata musonica, ceata marilor arctice, marilor temperate.

• ceata advectiv-radiativa ia nastere sub actiunea conjugata a prceselor advectiv-radiative care au loc in timpul iernii in cazul deplasarii aerului arctic sau polar marin peste suprafete continentale unde continua sa se raceasca radiativ.

• ceata de amestec se datoreaza suprasaturatiei rezultata in urma amestecului unor volume de aer cu temperaturi si umezeli diferite. Ea este caracteristica regiunii litorale(ceata litorala) si regiunii oceanice in care se intalnesc curenti calzi si reci.

• ceata adiabatica se formeaza prin miscarea ascendenta fortata a aerului cald pe pantele muntilor

- ceata formata prin sporirea concentratiei nucleelor de condensare – se formeaza in mod specific in aerul urban sau al regiunilor industriale. In acest caz multe dintre picaturile din compozitia cetii sunt picaturi saline care favorizeaza producerea condensarii la valori ale umezelii relative mai mici de 100 procente ceea ce contribuie la marea sa stabilitate atmosferica. Acest tip de ceata poarta numele de ceata urbana sau ceata industriala.

2. Ceata frontala este ceata ce apare in zona de separatie a maselor de aer dupa proprietati fizice diferite. Suprasaturatia necesara formarii ei se produce atat datorita amestecului si racirii adiabatice a aerului cat

10

si datorita evaporarii pp care insotesc fronturile atmosferei. Dupa pozitia ei fata de front, aceasta ceata poate fi frontala, posfrontala.

Curs 6

Distributia teritoriala a cetiiCa rezultat al distributiei factorilor care o determina, ceata are o frecventa mai mare in apropierea

tarmurilor si mai mica in largul marilor si interiorul continentelor.

Distributia temporala a cetiiIn regim diurn ceata este mai frecventa noaptea si dimineata deoarece temperatura este mai mica. In

regim anual: toamna si iarna pe continente si primavara pe ocean – este mai frecventa.

Combaterea cetii- incalzirea aerului in preajma suprafetei terestre- imprastierea in ceata a picaturilor higroscopice- insamantarea cu dioxide de carbon solid

Pacla : se aseamana cu ceata prin aglomerarea de particule in suspensie si prin ridicarea vizibilitatii orizontale dar prezinta si deosebiri. Spre deosebire de ceata, pacla este un fenomen lito-meteorologic format prin spulberarea de pe sol prin eruptii vulcanice, incendii, emisii industriale a unor mari cantitati de particule uscate care plutesc in atmosfera reducand vizibilitatea orizontala la 1-10 km. In pacla, umezeala relativa (r) este de sub 100% - aerul capata nuante galbui-aurii din cauza difuziei totale a radiatiilor cu lungimi mari de unda. Inversiunile termice favorizeaza formarea paclei impiedicand miscarile ascendente care ar determina imprastierea lor in atmosfera libera. Dimpotriva instabilitatea atmosferica si vanturile puternice duca la imprastierea suspensiilor si disparitia paclei.

Condensarea in atmosfera libera : cand temperatura aerului scade sub temperatura punctului de roua (T) la diferenta nivelurilor din atmosfera libera iau nastere produsele de condensare ce alcatuiesc norii.

Norii: sunt sisteme coloidale de produse de condensare (picaturi de apa la temperaturi pozitive sau negative) sau produse de sublimare (cristale de gheata si fulgi) ori mixte (picaturi si cristale) aflate in suspensie in atmosfera. Spre deosebire de ceata, norii nu sunt in contact cu suprafata terestra si imbraca o diversitate de forme. Pentru formarea norilor sunt necesare:

- atingerea suprasaturatiei- prezenta nucleelor de condensare

In atmosfera libera atingerea suprasaturatiei se realizeaza prin racirea aerului datorata:- destinderii adiabatice a aerului in timpul convectiei- emisie radiativa- amestecului mai multor mase de aer cu temperaturi diferite (racire frontala)

Cea mai importanta este racirea adiabatica combinata adesea cu cea prin racirea prin emisie radiativa.Nivelurile caracteristice ale norilor. Structura microfizica a norilor

Dezvoltarea verticala si structura microfizica a norilor depind de patru niveluri caracteristice:1. Nivelul de condensare (C) – nivelul temperaturii aerului = temperatura punctului de roua (T), tensiunea

reala (e)=tensiunea de saturatie (E), punctul de roua(r)=100%Sub acest nivel, temperatura aerului t>T, e<E, r>100%Deasupra acestui nivel temperatura aerului este mai mica decat a punctului de roua: t<T, e>E, r>100%

- scaderea temperaturii aerului cu inaltimea se face dupa gradientul adiabatic uscat γa=1°C/100m sub nivelul de condensare si dupa adiabata umeda γa um. < 1°C/100m

- pentru aceeasi cantitate de vapori raportata la unitatea de unitate de greutate a aerului. Nivelul de condensare(C) variaza direct proportional cu temperatura aerului. In general nivelul de condensare corespunde cu baza norilor. Aceasta coincidenta fiind mai accentuata vara. Nivelul de condensare se calculeaza prin formula : C=122(t0 –T0)

11

2. Nivelul suprafetei izotermice de 0°C – poate fi situat sub nivelul de condensare, cand r este negativ (C=T>0°C) si deasupra nivelului de condensare cand T>0°C. In situatia in care temperatura punctului de roua este mai mare atunci intre nivelul de condensare situat mai jos si nivelul suprafetei izotermice de 0°C situat mai sus, norii sunt alcatuiti integral din picaturi de apa.

3. Nivelul suprafetei izotermice de -40°C (Nivelul nucleelor de gheata) este situat la inaltimea dincolo de care norul este alcatuit integral din cristale de gheata. Intre nivelul suprafetei izotermice de 0°C si cel a suprafetei izotermice de -40°C structura microfizica a norilor este mixta, ponderea picaturilor scazand spre nivelul de -40°C.

4. Nivelul convectiei (K): inaltimea pana la care ajung curentii ascendenti de aer. Nivelul corespunde varfului norilor. K = ΔT/ γa – γe ( γa – reprezinta gradientul termic adiabatic al volumului de aer aflat in miscare ascendenta, γe – reprezinta gradientul termic vertical al aerului inconjurator, ΔT = diferenta de temperatura dintre baza si varful norilor)

Clasificarea norilor1. Dupa criteriul morfologic: 10 genuri

23 specii 106 varietati

GENURI- nori inferiori : Nimbostratus, Stratus, Stratocumulus- nori mijlocii: Altostratus, Altocumulus- nori superiori: Cirus, Cirrostratus, Cc- nori de mare dezvoltare verticala: Cumulonimbus, Cb2. Dupa structura microfizica- norii formati din cristale de gheata: dezvoltati deasupra nivelului de -40°C la inaltimea de peste 6000 m

in care se includ Ci, Cs, Cc. Acestora li se adauga insa si varful alcatuit din cristale de gheata ale norilor Cu, Cb si Ac.

- norii formati din picaturi de apa: dezvoltati sub nivelul de 0°C la inaltimea de intre nivelul condensarii si cca 3000 m in care se includ : S, Sc, As cat si partea inferioara Cu.

- Norii cu structura microfizica mixta: 0°C- (-40°C) fac parte Ns, Cu, Cb, Ac, As. In componenta lor intra atat picaturi supraracite cat si cristale de gheata sau asociatii de cristale care compun fulgii de nea.

3. criteriul genetic- norii de convectie termica iau nastere in urma incalzirii puternice a structurii de aer inferior care capata

o miscare vedrticala cu atat mai riguroasa cu cat temperatura lui este mai ridicata. - racirea adiabatica determina coborarea temperaturii sub nivelul de roua si producerea condensarii

determina formarea cumulifori de convectie termica- dezvoltarea verticala a acestor nori este cu atat mai mare cu cat nivelul convectiei este situat mai sus

decat nivelul de condensare

12

- cand curentii termoconvectivi ascendenti intalnesc la inaltime strate de izoterme sau inversiune termica atunci acesti nori nu se mai dezvolta pe verticala ci varful lor devine aplatizat

- cand la inaltime nu apar, izotermii sau inversiuni norii capata o dezvoltare alcatuita din cristale de gheata este extrem de bine reprezentat si dezvoltat

- norii de convectie dinamica sunt de 2 feluri: orografici si frontali- norii orografici iau nastere datorita miscarii ascendente fortate a aerului cald pe pantele muntilor

Cumulus si Cumulonimbus- norii frontali – nori formati in zona de separatie dintre 2 sau mai multe mase de aer cu insusiri fizice

diferite : nori specifici frontului cald: Nb, As, Cs nori specifici frontului rece: - de ordinul I : Cb, Cs, As, Ns , - de ordinul II : Cb

- norii de unda se formeaza datorita miscarilor ondulatorii determinate de diverse cauze. Astfel de miscari apar uneori la limita stratului de inversiune: lungimea undelor fiind de 200-300 m , iar latimea de 40-50 m. La partea superioara a undelor miscarile verticale favorizeaza formarea norilor iar la cea inferioara disparitia lor; astfel incat norii Ac si Sc astfel formati au aspectul unor ......... paralele. Cand in masa rece de sub stratul de inversiune cu o alta decat acelui de deasupra, undele se interiorizeaza generand norii Sc, Altocumulus si Cc.

- Miscarile ondulatorii apar si in cazul deplasarii aerului peste lanturi montane din culmi paralele separate de vai. Aceste miscari si norii pe care ii formeaza se pastreaza adesea si dupa trecerea obstacolului.

- Norii de turbulenta se formeaza sub stratul de inversiune in masele de aer oceanic umed, patrunse deasupra uscatului si afectate de miscari turbulente – norii S, Sc

- Norii de radiatie iau nastere toamna si iarna datorita racirii radiative nocturne a aerului de sub stratul de inversiune, mai ales cand continutul de vapori si de suspensii solide este mare – norii S, care dispar ziua si reapar in cursul noptii

Distributia teritoriala a nebulozitatiiNebulozitatea este foarte ridicata in zona ecuatoriala, unde predomina norii din convectie termica

(Cumulus si Cumulonimbus).- nebulozitatea este foarte redusa in zonele anticiclonilor tropicali- nebulozitatea creste constant atingand valoarea maxima in regiunile subpolare din cauza actiunii frontale

a ciclonilor de la latitudini medii - nebulozitatea scade spre poli din cauza umezelii relative mici a aerului

Distributia temporala a nebulozitatii- in regim anual nebulozitatea are un caracter nediferentiat la ecuator- la tropice intre 10-20° lat N si S nebulozitatea inregistreaza maximum vara- in zona ecuatoriala 30-40° lat N si S inregistreaza maximum iarna- in regiunile temperate valori mai mari sunt inregistrate vara pe mari si oceane si iarna pe continente- de la lat de 50° N si S spre poli N inregistreaza maximum in timpul verii- regimul diurn al nebulozitatii este diferentiat pe continente este max dupamasa si min noaptea, iar pe

mari este invers.

Curs 7: Precipitatiile atmosferice

- particule de apa lichida sau solida ce cad din nori si rareori din ceata atingand suprafata terestra → precipitatii atmosferice : Acestea constituie veriga prin care se incheie circuitul apei in natura si unul din cele mai importante fenomene meteorologice.

Geneza precipitatiilorDeoarece picaturile lichide sau solide de apa ce alcatuiesc norii au dimensiuni foarte mici, caderea lor

este foarte lenta, cei mai slabi curenti ascendenti reusind sa le mentina in suspensie.

13

Pentru a cadea pe surafata terestra este necesar ca particulele respective sa creasca in dimensiuni pana cand greutatea lor depaseste forta curentilor ascensionali si astfel sa cada pe suprafata terestra.

Cresterea picaturilor pana la dimensiuni care permit caderea lor pe suprafata terestra sub forma de precipitatii se realizeaza pe 2 cai:

prin coalescenta (coagulare) prin condensare (sublimare)

COALESCENTA – reprezinta procesul de crestere prin unire a picaturilor de apa care se ciocnesc din cauza vitezelor lor diferite de cadere, a miscarilor turbulente ale aerului si fortelor de atractie dintre particulele cu sarcini electrice diferite. Acest mod de crestere a picaturilor este caracteristic numai norilor cu structura microfizica mixta si miscari turbulente intense care favorizeaza fuzionarea cistalelor de gheata cu picaturi supraracite, determina formarea precipitatiilor mixte sub forma de grindina si zapada grauntoasa unirea directa prin coleziune si prin atractia datorita sarcinilor electrice diferite contribuie insa in mod nesemnificativ la formarea precipitatilorCONDENSAREA –constituie principalul proces de crestere a particulelor ce alcatuiesc norii pana la dimensiuni apte sa determine caderea precipitatiilor. Procesul respectiv are loc numai in conditii de suprasaturatie cu vaporii aerului din jurul cristalelor de gheata, conditii care depind atat de diferenta de marime si temperatura dintre acestea, cat si de starea lor de agregare.

Orice nor este un sistem coloidal in care picaturile si cristalele reprezinta faza dispersa iar aerul reprezinta mediul de dispersie, numit aerosol.

1. In cazul in care norul este alcatuit numai din picaturi sau numai din cristale cu dimensiuni de acelasi ordin , el formeaza un sistem coloidal stabil. Aceasta inseamna ca procesul de crestere in dimensiuni a particulelor este foarte dificil sau aproape imposibil. Astfel norii superiori Cirrus, Cirrostratus si Cirrocumulus sunt atat de stabili incat nu genereaza niciodata precipitatii. La fel de stabili sunt si norii Altocumulus (Ac), formati de regula din precipitatii fine de apa.. Stabilitate mare mai au si norii Stratus (St)/ Stratocumulus (Sc) , care dau precipitatii numai atunci cand sunt afectatii de miscarii turbulente intense ce favorizeaza coalescenta particulelor.

2. In cazul in care norul este alcatuit din picaturi si cristale sau picaturi/cristale de dimensiuni diferite, el reprezinta un sistem coloidal instabil. In norii formati din picaturi de apa cu dimensiuni diferite aceeasi tensiune a vaporilor (e) poate asigura conditii de subsaturatie pentru picaturile mici cu curbura mare, si conditii de suprasaturatie pentru picaturile mari cu curbura mica. In consecinta paticulele mici nesaturate se evapora asigurand suprasaturatia necesara cresterii in continuare a picaturilor mari suprasaturate.

Cresterea lenta a picaturilor genereaza burnite si ploi slabe. Acest proces fiind caracteristic norilor Stratus si Stratocumulus ale caror picaturi capata dimensiuni diferte datorita miscarilor turbulente.

Cea mai putermica instabilitate se inregistreaza in norii de mare dezvoltare verticala, in care apa coexista in toate cele 3 forme de agregare ale sale. Intrucat tensiunea de saturatie (E) deasupra ghetii este mai mica decat cea deasupra apei rezulta ca aerul din jurul picaturilor de apa este nesaturat cu vapori pe cand cel din jurul cristalelor de gheata este suprasaturat. Prim urmare cristalele de gheata cresc in dimensiuni prin sublimarea vaporilor din jur iar deficitul de saturatie din jurul picaturilor de apa se accentueaza creand conditii pentru continuarea evaporarii acestora. Se produce asadar un permanent transfer de vapori ce asigura cresterea cristalelor de gheata pe seama evaporarii picaturilor de apa. Acest transfer de vapori reprezinta Efectul Bergeron. Acest proces este caracteristic mai ales norilor de structura microfizica mixta Nimbostratus (Ns) si Cumulonimbus (Cb), care dau cele mai mari cantitati de precipitatii . Acest proces se intalneste si in cazul norilor Cumulus. In cazul norilor Altostratus → ninsori slabe sau ploi slabe care adesea se evapora inainte de a atinge suprafata terestra → fenomen VIRGA.

Din cele prezentate rezulta ca orice precipitatie ce cade din nori este la inceput sub forma solida (ninsoare). Aceasta se datoreaza cresterii cristalelor de gheata prin efectul Bergeron si unirii lor in aglomerate (fulgi) prin coleziune si agatare.

14

Starea de agregare a precipitatiilor ce cade pe suprafata terestra depinde de temperatura stratului de aer dintre aceasta si baza norilor. Astfel cand temperatura este suficient de ridicata pentru a topi cristalele de gheata in totalitate → ploaia. Cand cristalele de gheata se topesc partial → lapovita , iar cand acestea nu se topesc deloc → ninsoarea.

Clasificarea precipitatiilor1. Dupa cristeriul genetic

Termoconvective Frontale Orografice

Precipitatiile termoconvective au caracter de aversa (inceput si sfarsit brusc, durata mica si intensitate mare) ce cade pe suprafate nu prea extinse din norii Cumulonimbus avand inceput si sfarsit brusc, durata mica, intensitate mare si fiind insotite adesea de fenomene orajoase (tunete si fulgere)

Precipitatii frontale sunt cele care se formeaza in zona de separatie dintre doua sau mai multe mase de aer su insusiri fizice diferite. In functie de tipul frontului se disting:

- precipitatiile frontului cald → cad din norii Nimbostratus su Altostratus pe suprafate extinse (aceste precipitatii au caracter generalizat) avand durate mari si intensitati mici

- precipitatiile frontului rece → cad din norii Cumulonimbus pe suprafete restranse, avand durate mici, intensitati mari, fiind insotite de vijelii

- precipitatiile frontului oclus → sunt combinate → sistem complex de precipitatiiPrecipitatii orografice sunt precipitatii formate prin convectia ascendenta fortata a aerului cald si umed

pe pantele muntilor (caracter de aversa).

2. Criteriul sinoptic (conditiile vremii): in interiorul aceleiasi mase de aer precipitatii frontale

3. Criterul duratei si intensitatii: precipitatii generale – cad din norii Nb si As pe suprafete extinse cu durate mari si

intensitati mici averse → Cb pe suprafete restranse, durate mici si intensitati mari burnitele → St, Sc formati in interiorul maselor de aer stabile avand intensitati reduse,

alcatuiti din picaturi foarte fine de apa4. Criteriul starii de agregare

pp lichide → ploaie, aversa de ploaie, burnita pp solide → ninsoare, aversa de ninsoare, mazarichea (moale/tare), zapada grauntoasa,

grindina, acele de gheata si granulele de gheata pp mixte → lapovita si aversa de lapovita

Distributia teritoriala a precipitatiilorCantitatea medie anuala ade precipitatii cazuta pe Glob este de 870 mm. Aceasta valoare prezinta mari

diferente latitudinale:- in zona ecuatoriala cantitatea medie anuala 2700-3000- in zona tropicala <250 mm/an- regiunile temperate – cant medii anuale cresc din cauza intensificarii activitatii ciclonilor extratropicali,

iar spre poli cantitatea de precipitatii se reducePe fondul acestei zonalitati latitudinale, se inregistreaza extreme azonale si anume : un maxim azonal in zona tropicala (statia Cheropeniji din N Indiei) si un minim azonal in zona temperata (Balhas, Rusia)

Distributia temporala a precipitatiilorRegimul anual prezinta mai multe tipuri:

- tipul ecuatorial → ploi termoconvective tot anul, cu 2 intensificari echinoxiale- tipul tropical → perioada ploioasa de cateva luni centrata pe solstitiul de vara in rest seceta- tipul desertic → scaderea sub 250 mm/anual de pp si caracterul neregulat al pp- tipul temperat → oceanic : pp bogate tot anul dar cu un max iarna si un min in a doua jumatatea a verii

15

→ continental : pp reduse si aparitia unor scurte per. de seceta, max pp iarna si min vara→ mediteranean : pp max iarna si min vara

- tipul musonic → ploi abundente in sezonul cald si seceta in sezonul receRegimul diurn prezinta 2 tipuri:

- continental → max dupa amiaza si min dupa miezul noptii- oceanic → max noaptea si min in timpul zilei

Curs 8 : Vantul

Reprezinta miscarea orizontala sau predominant orizontala a aerului sub numele de advectie. Alaturi de miscarile verticale sau predominant verticale ale aerului cunoscute sub numele de convectie, vantul contribuie la schimbarea vremii. Vantul este rezultatul interactiunii mai multor forte dintre care forta gradientului baric datorata diferentelor de presiune genereaza miscarea, iar celelalte forta coriolis, forta de frecare si forta centrifuga ii modifica directia si viteza.Fortele care actioneaza asupra aerului

1. Forta gradientului baric orizontal – analiza campului baric se realizeaza prin trasarea suprafetei izobarice sau cand este vorba de analiza distributiei presiunii pe o suprafata orizontala se realizeaza prin trasarea liniilor izobare.

Gradientul baric (G) reprezinta o caracteristica importanta a campului baric ce poate fi diferentiata ca : vectorul indreptat dupa normala pe suprafata izobarica in directia scaderii presiunii. Marimea acestui vector este egala cu valoarea scaderii presiunii corespunzatoare unei unitati de distanta. Gradientul baric se calculeaza G = dp/dn (dp/dn – valoarea presiunii atmosferice raportata la unitatea de distanta).

Forta gradientului baric are 2 componente: orizontala (Go) verticala (Gv)

Gradientul baric reprezinta forta rezultanta a celor 2 componente Go si Gv.

16

2. Forta de deviatie datorata rotatiei Pamantului (A) (forta Coriolis) – forta electrica de inertie care joaca un rol important in modificarea directiei de miscare a aerului din atmosfere in raport cu suprafata terestra. Ea se datoreaza rotatiei Pamantului in jurul axei sale si actioneaza asupra oricarui corp aflat in miscare sau deasupra suprafetei terestre abatandu-l de la directia initiala spre dreapta in emisfera N si stanga in emisfera S. Acceleratia acestei forte se exprima prin : A = 2ωvsinf

3. Forta de frecare – ia nastere datorita interactiunii nemijlocite a aerului in miscare cu suprafata terestra. In toate cazurile cand un lichid sau un gaz se scurge pe o suprafata solida la nivelul acesteia din urma se formeaza un strat foarte subtire de lichid sau gaz care ramane nemiscat. Acesta exercita o actiune de retinere asupra straturilor. Mecanismul interactiunii straturilor invecinate se datoreaza miscarilor dezordonate ale moleculelor ce patrund dintr-un strat in altul. Consecinta acestui schimb de molecule este tendinta de egalizare a vitezelor de miscare din straturile invecinate. Acest fenomen se numeste frecare interna sau moleculara.

In atmosfera insa schimbul dintre straturi se realizeaza mult mai eficient prin volume mari de aer de miscarile turbulente si convective care iau nastere fie din cauze termice fie din cauze dinamice. Fenomenul de schimb realizat pe acestea din urma se numeste frecare virtuala. Datorita complexitatii factorilor care o determina, frecarea virtuala variaza in limite largi in functie de caracteristicile suprafetei active, situatie sinoptica, anotimp si moment al zilei.

Forta de frecare este orientata in sensul opus deplasarii aerului, relatia prin care se exprima → R = - Kv ; R- acceleratia fortei de frecare; Kv – coeficientul de frecare.

4. Forta centrifuga – in afara fortei centrifuge, care actioneaza pe verticala se constata si o forta centrala in plan orizontal care apare si se dezvolta atunci cand aerul se deplaseaza pe traiectorii curbilinii (ciclonii si anticiclonii). Aceasta forta este d.p. cu patratul vitezei vantului si i.p. cu raza traiectoriei curbilinii de-a lungul careia se deplaseaza aerul.

In ciclonii si anticiclonii de la latitudini temperate caracterizate prin valori relativ reduse ale vantului, dar si prin valori mari ale razelor traiectoriilor curbilinii forta centrifuga este mai mica decat cea datorata rotatiei Pamantului. In schimb in ciclonii tropicali unde raza curburii izobarelor este mai mica, iar viteza de deplasare a aerului este foarte mare, atunci forta centrifuga o depaseste pe cea datorata rotatiei Pamantului, datorita in parta si scaderii spre ecuator a fortei de deviatie. In absenta frecarii rezultanta G si a fortei A este paralela cu izobarele formandu-se vantul de gradient. Cand izobarele sunt rectilinii → vantul ciclostofic.

Masele de aerRepartitia inegala a radiatiei solaree si neomogenitatea suprafetei de incidenta determina deosebiri

considerabile in incalzirea troposferei; aceasta este alcatuita din portiuni cu intinderi continentale sau ale unor parti din continente numite mase de aer.

Masele de aer se caracterizeaza prin unele insusiri fizice comune care le confera o oarecare omogenitate si sunt antrenate in circulatia generala a atmosferei de catre pricipalii ei curenti.

Omogenitatea unei mase de aer se exprima prin lipsa unor variatii importante in distributia orizontala a elementelor meteorologice ceea ce inseamna ca pentru un anumit interval starea vremii din regiuni deasupra careia se deplaseaza ori stagneaza aceasta este pretutindeni aceeasi sau prezinta diferente foarte mici.

Pentru a imprima vremii un anumit aspect masa de aer trebuie sa aiba h= 1-2 km uneori ajungand pana la nivelul tropopauzei. Principalele insusiri prin care se deosebesc intre ele, masele de aer sunt :

- temperatura- umezeala - gradul de transpiratie

Formarea maselor de aer- masele de aer cu insusiri fizice caracteristice pot lua nastere numai cu conditia stationarii mai

indelungate a aerului deasupra unei regiuni oarecare. In timpul stationarii insusirile fizice care constituie specificul regiunii respective si transmit aerului de deasupra; ulterior cand o masa de aer astfel formata se deplaseaza spre alte regiuni ea transporta cu sine aceste insusiri modificand starea vremii pe traseul

17

strabatut. Incetarea deplasarii si stationarea in regiuni unde a ajuns determinarea transformarii masei initiale intr-o alta cu insusiri fizice distincte

- in mod obisnuit orice anticiclon care stationeaza intr-o regiune oarecare favorizeaza formarea maselor de aer. Masele de aer se pot forma si in partile superioare ale depresiunii barice; au caracter evasipermanent. Ele se datoreaza miscarilor ascendente ale aerului ce determina racirea adiabatica a aerului tropical si transformarea lui in aer polar.

- Formatiunile barice au caracter evasipermanent si cvasistationar in care iau nastere masele de aerpoarta numele de centrii barici de actiune ai atmosferei

- Principalii centrii barici ai atmosferei din regiunea sinoptica naturala europeana sunt: anticiclonul azonelor depresiunea mediteraneana depresiunea islandeza

Clasificarea maselor de aer1. Dupa criteriul termic se disting :

mase de aer cald mase de aer rece

Acest criteriu este relativ deoarece o masa de aer este considerata rece daca temperatura celui pe care acesta o inlocuieste este mai mare.

2. Criteriul termodinamic mase de aer stabile γe < γa mase de aer instabile γe > γa

3. Criteriul geografic – se bazeaza pe originea maselor de aer; exista 4 tipuri: mase de aer arctic sau antarctic mase de aer polar mase de aer tropical mase de aer ecuatorial

- primele 3 tipuri au 2 subtipuri : oceanic si continental- deplasasea maselor de aer in lungul meridianelor determina tranformarea lor dintr-un tip geografic in

altul- deplasarea maselor de aer de-alungul paralelelor determina transformarea lor dintr-un subtip in altul4. Forta centrifuga

In afara fortei centrifuge care ia nastere datorita rotatiei Pamantului si acitoneaza pe verticala asupraintregii atmosfere, se constata si o forta centrifuga in plan orizontal care apare si se dezvolta atunci cand aerul se deplaseaza pe traiectorii curbilinii (cum este cazul in cicloni si anticicloni). Aceasta forta este direct proportionala cu patratul vitezei vantului si invrs proportionala cu raza traiectoriei curbilinii de-a lungul caruia se deplaseaza aerul.

In cicloni si anticicloni, de la latitudini temperate caracterizate prin valori reduse ale vantului dar prin valori mari ale razelor traiectoriilor curbilinii, forta centrifuga este mai mica decat cea datorata rotatiei Pamantului (forta Coriolis). In schimb, in ciclonii tropicali, unde raza curburii izobarelor este mica iar viteza de deplasare a aerului este foarte mare, forta centrifuga o depaseste pe cea datorata rotatiei Pamantului si datorita scaderii spre ecuator a forte de deviatiei (Coriolis).

In absenta frecarii, rezultanta fortei gradientului baric (G) si a fortei de deviatie datoratarotatiei Pamantului, este paralela cu izobarele, rezultand vantul de gradient.Cand izobarele sunt rectilinii, rezulta vantul ciclostrofic.

Masele de aerRepartitia inegala a radiatiei solare si neomogenitatea suprafetei de incidenta, determina deosebiri

considerabile in incalzirea troposferei. Aceasta este alcatuita din portiuni cu volume mari de aer, cu intinderi continentale, numite mase de aer.

Masele de aer se caracterizeaza prin unele insusiri fizice comune, care le confera o oarecare omogenitate si sunt antrenate in circulatia generala a atmosferei de catre principalii ei curenti. Omogenitatea unei mase de

18

aer se exprima prin lipsa unor variatii importante in distributia orizontala a elementelor meteorologice, ceea ce inseamna ca pentru un anumit interval, starea vremii din regiunea deasupra careia se deplaseaza ori stagneaza aceasta, ste pretutindeni aceeasi, sau prezinta diferente foarte mici.

Pentru a imprima vremii un anumit aspect, masa de aer trebuie sa aibe inaltimi de cel putin 1- 2 km, uneori ajungand pana la nivelul propopauzei.Principalele insusiri prin care se deosebesc intre ele masele de aer, sunt:- temperatura- umezeala- gradul de transparenta

Deplasarea maselor de aer in lungul meridianelor, determina transformarea lor dintr-un tip geografic in altul, iar deplasarea de-a lungul paralelelor, determina transformarea lor dintr-un subtip in altul.

Curs 9

Fronturile atmosfericeFrontul atmosferic este zona de separatie intre doua sau mai multe mase de aer cu insusiri fizice diferite,

in care gradientii principalelor elemente meteorologice au valori deosebit de mari. In mod conventional, aceasta zona se numeste suprafata de discontinuitate sau suprafata frontala; cand este situata la inaltimi, se numeste lini frontala.Fronturile trasate pe hartile sinoptice reprezinta liniile de intersectie ale diferitelor suprafete frontale cu suprafata terestra.

Frontogeneza (procesul de formare a fronturilor atmosferice) este conditionata de existenta curentilor aerieni de sens contrar, care apropie masele de aer cu insusiri diferite. Acestia apar de regula in formatiunile barice caracteristice prin fenomenul de convergenta a maselor de aer: cicloni, talveg depresionar si şa barica pe axa de comprimare.

Fronturile atmosferice iau nastere si in situatiile in care convergenta se datoreaza deplasarii in aceeasi directie dar cu viteze diferite a doua mase de aer, precum si in cadrul aceleiasi mase de aer cand instabilitatea si contrastele termice orizontale sunt deosebit de mari.

Frontoliza (procesul de distrugere a fronturilor atmosferice) are loc in formatiunile barice caracterizate prin divergetna maselor de aer: anticicloni, dorsala anticiclonala si in şaua barica pe axa de dilatare.

Miscarile specifice fronturilorPe lini frontului, in afara miscarilor convergente orizontale, iau nastere si curenti ascendenti cu viteze

mari de pana la 100 – 200 km/h. Acestia determina formarea norilor frontali si a averselor de precipitatii. Deplasarea fronturilor se realizeaza cu o viteza egala cu cea a componentei vantului perpendicular ape front, in directia catre care este orientate aceasta.

Clasificarea fronturilor1. Dupa dimensiuni si dinamismul aerului: fronturi principale si secundare

a) Fronturile principale separa mase de aer cu origini geografice diferite. Acestea poarta denumirea unei dintre masele de aer separate:- front arctic → separa aerul arctic de cel polar- f antarctic → separa aerul antarctic de cel polar- f polar → separa aerul polar de cel tropical- f ecuatorial → separa aerul alizeelor din cele doua emisfere, constituind si limita extrema de actiune a musonilor.

Fronturile principale nu alcatuiesc brâuri circumterestre, ci formeaza numai sectoare intrerupte, cu ramificatii. Ex: frontal polar este alcatuit din 4 sectoare → front polar atlantic, pacific, asiatic si mediteranean.

b) Fronturile secundare separa mase de aer cu aceeasi origine, dar avand insusiri fizice diferite (temperatura, umezeala), din cauza interactiunii cu suprafata terestra, peste care s-au deplasat. Aceste tipuri de front sunt mai

19

frecvente in masele de aer polar, care prezinta diferente accentuate de temperatura si umezeala intre varietatile continentala si oceanica.

Intr-o alta acceptiune, fronturile principale sunt cele importante dpdv dinamic, iar cele secundare sunt cele mai putin active dpdv dinamic. Acestea pot evolua sau involua, transformandu-se unele in altele.

2. Gradul de dezvoltare verticala al fronturilor:- fronturi troposferice → cu extindere verticala mare- fronturi la sol → putin inalte; si acestea se pot transforma unele in altele

3. Modul cum circula aerul:- anafronturi → fronturi caracterizate prin ascendenta aerului cald pe deasupra suprafetei frontale- catafronturi → fronturi caracterizate prin miscarea descendenta a aerului deasupra suprafetei frontale.

4. Directia de deplasarea) fronturi calde → se deplaseaza spre masa de aer rece, in timp ce aerul cald aluneca ascendant peste cel receb) fronturi reci → se deplaseaza spre masa de aer cald, deasupra partii lor posterioare, putand exista atat miscari ascendente ale aerului cald (front rece de ordinal I), cat si miscari descendente (se formeaza fronturi reci de ordin II).

Spre deosebire de acestea, fronturile stationare paralele cu izobarele, nu isi modifica pozitia in spatiu, de-a lungul lor, masele de aer deplasandu-se orizontal.

Frontul cald – se formeaza cand o masa de aer rece in retragere este inlocuita de o masa calda, care are o viteza de deplasare mai mare, aluneca ascendant pe suprafata frontala caracterizata printr-o inclinare slaba (1 – 10 º).Aceste miscari ascendente determina racirea adiabatica a aerului si formarea norilor Nb, As, Cr, Cu ce alcatuiesc impreuna un sistem noros extins pe o distanta de 900 – 1000 km.

Din norii As cad precipitatii slabe, care adesea se evapora inainte de a atinge suprafata terestra (se produce fenomenul Virga).

Din norii Ns, cei mai apropiati de linia frontului, cad precipitatii stabile de intensitate moderata, generalizate pe distante de 300 – 400 km in fata linei frontului.

Vara, aceste precipitatii sunt sub forma de ploaie, ninsoare linistita, sau sub forma ploiilor cu picaturi supraracite => polei. Deoarece in apropierea liniei frontului plafonul norilor Nb este sub 50 – 100 m inaltime, avianele care zboara la nivelul picaturilor supraracite intampina dificultati din cauza givrajului.

Frontul rece – ia nastere in situatia in care aerul rece cu viteze de deplasare mai mari, inlocuieste aerul cald pe sub care patrunde ca o pana, dizlocandu-l spre inaltime. Frecarea cu suprafata terestra face ca viteza partii inferioare a penei respective sa fie mai redusa, stfel incat deplasarea maselor de aer rece se aseamana cu cea a unei şenile. Drept urmare, fronul rece are panta abrupta, adesea cu surplomba, iar cortegiul fenomenelor ce-l insotesc se desfasoara pe o distanta relative ingusta.

Fronturile reci au intotdeauna viteze de deplasare mai mari decat cele calde si in functie de aceste ivteze, se disting: fronturi reci de ordinul I si fronturi reci de ordinul II.

a) Frontul rece de ordin I → se deplaseaza cu viteza mai mica si este anafront pe toata latimea suprafetei frontale.In partea anterioara mai abrupta a suprafetei frontale, si in fata liniei frontului, dizvlocarea brusca spre inaltime a aerului cald, determina racirea lui adiabatica intense si formarea norilor Cb de mare dezvoltare verticala, din care cad precipitatii sub forma de averse insotite de fenomene orajoase.

In partea posterioara a suprafetei frontale mai slab inclinata si in spatele liniei frontului, alunecarea ascendenta lenta a aerului cald, determina formarea norilor Ns, As si Cs din care cad precipitatii generalizate.

Sistemul noros al frontului rece de ordin I, exceptand norii Cb, se aseamana cu cel al forntulul cald, de care se deosebeste insa prin sipunerea inversa a genruilor de nori si situarea zonei de procipitatii generalizate in spatele liniei frontului, ingustate la o distanta de 150 – 250 km.

20

b) Frontul rece de ordin II →se deplaseaza cu viteza mai mare fiind anafront in sectorul anterior-inferior si catafront in sectorul posterior-superior. Acesta face ca viteza mare a valului de aer erce care se deplaseaza asemenea unui tavalug urias, sa determina dizlocarea violenta a aerului cald spre inaltime.

Ascensiunea fortata a aerului cald pe distante verticale foarte mari, determina racirea lui adiabatica si formarea norilor de mare dezvoltare verticala de tip Cb din care cad precipitatii sub forma de averse, insotite de fenomene orajoase si vijelii.

Vitezele mari ale aerului cald de la inaltime, determina descendenta acestuia in partea posterior-superioara a fronului, limitand fâşia de nori pe o distanta de 50 – 200 km, in fata linei frontului. Aceleasi miscari descendente ale aerului cald din altitudine, determina si deformarea partii supreioare a norilor Cb, care capata aspectul unei nicovale, cu streasina alungita in fata linei frontului. Prin efilarea acesteia, rezulta norii Ac care pot preceeda linia frontului pe o distanta de cca 200 – 300 km. Acelasi fenomen se poate produce si in spatele liniei frontului.

Frontul rece de ordin II este deosebit de primejdios pentru navigatia aeriana, avioanele fiind amenintate atat de givraj, cat si de miscarile verticale intense ale aerului, care in timpul fenomenelor orajoase pot atinge viteze de zeci de m/s.

5. Complexitatea zonei de separatie:- fronturi simple → separa doua mase de aer cu insusiri fizice diferite- fronturi ocluse → separa 3 sau mai multe mase de aer cu insusiri fizice diferite

Fronturile ocluse iau nastere in formatiunile depresionare noroase barice, din cauza deplasarii mai rapide a frontului rece care il ajunge pe cel cald, contopindu-se cu el. In functie de temperatura celor 3 mase de aer pe care le separa, fronturile pot fi: de tip cald sau de tip rece.

a) Frontul oclus de tip cald → se formeaza atunci cand aerul din spatele frontului rece care se deplaseaza mai rapid este mai putin rece decat aerul rece din fata frontului cald, pe care il ajunge din urma. Frontul rece posterior ajunge din urma frotnul cald anterior, formand frontal oclus de tip cald.

Formarea frontului oclus de tip cald prin unirea fronturilor rece si cald preexistente, determina unirea sistemelor lor noroase si sporirea complexitatii fenomenelor meteorologice care il insotesc.Ulterior, frontal rece posterior aluncea ascendent peste frontal cald, astfel incat frontului oclus de tip cald de la sol i se adauga un front rece superior situat in fata celui dintai si care constituie linia de jonctiune dintre cele 3 mase de aer diferite. Treptat, sistemele noroase ale celor doua fronturi se despart, de frontul rece superior fiind legat inorii de tip Cirrus, iar de frontal oclus de tip cald de la sol, fiind legati nori inferior, mai putin dezvoltati pe verticala decat in cazul frontului cald obisnuit.

Curs 10

b) Frontul oclus de tip rece → ia nastere atunci cand aerul rece din spatele frontului rece, care se deplaseaza mai rapid, este mai rece decat aerul rece din fata frontului cald, pe care il ajunge din urma. In consecinta, frotnul rece posterior dizloca spre inaltime frontal cald anterior. Prin unirea frontului rece si a celui cald preexistent, se formeaza frontal oclus de tip rece, al carui sistem noros rezultat din contopirea celor doua sisteme noroase preexistente, este deosebit de complex.

Evolutia ulterioara face ca frontului oclus de tip rece de la sol sa I se adauge un front cald superior, care este situate in spatele celui dintai si constituie linia de contact dintre cele 3 mase de aer. Treptat, sistemele noroase ale celor doua fronturi preexistente se despart, recompunandu-se partial in fata frontului cald superior si aproape in cazul frontului oclus de tip rece de la sol.

Ciclonii

21

(depresiuni barice) sunt forme negative ale reliefului baric. Acestia sunt reprezentati prin izobare inchise, mai dese in partile centrale si din ce in ce mai rare spre periferie. Diametrul izobarelor inchise de la extremitatea ciclonului este de 200 – 300 km cand acesta are dezvoltare redusa, si intre 2000 – 3000 km cand acesta are dezvoltare maxima.

Suprafata unui ciclon variaza de la sute de mii la milioane km2. Adancimea ciclonului este data de valoarea presiunii din punctul sau central, care variaza intre 1000 – 970 hPa. In situatii exceptionale, se pot atinge valori de 935 hPa in ciclonii extratropicali, si 875 hPa in ciclonii tropicali.

Miscarile aerului in cicloni sunt:- in plan vertical sunt miscari ascendente si slab descendente la periferie- in plan orizontal sunt convergente la suprafata terestra

Prin actiunea fortei Coriolis, in emisfera Nordica, miscarile orizontale formeaza un vartej orientat in sens invers acelor de ceas. Viteza vantului este de 10-15 m/s, uneori 30 m/s, dar in partea centrala se inregistreaza calm atmospheric.

Temperatura aerului este distribuita neuniform. In ciclonii tineri, temperatura aerului este mai ridicata in sectorul cald si mai coborata in sectorul rece. In ciclonii aflati in stadiul de umplere (ciclonul evoluat in care presiunea tinde sa creasca), temperatura este distribuita mai uniform.

Norii si precipitatiile sunt diferite in functie de distanta fata de zonele frontale. Astfel, in apropierea fronturilor, ele corespund tipului si intensitatii activitatii frontale, iar in interiorul maselor de aer, depind de gradul de instabilitate al acestora, iar aceasta depinde de anotimp.De regula, in aprtea centrala a ciclonului iau nastere sisteme noroase icompacte din care cad mari cantitati de precipitatii. Deplasarea ciclonului se realizeaza in general de la V la E, existand si abateri care fac ca aceasta sa se realizeze de la N la S, sau chair de la S la N. In situatiile exceptionale, ciclonii se pot deplasa si de la E la V, purtand denumirea de cicloni retrograzi. Viteza generala de deplasare a ciclonilor: 0 – 100 km/h, media fiind de 50 km/h.

Structura ciclonului mobil si starea vremiiCiclonul are o structura asimetrica. In stadiul dezvoltarii sale complete, aceasta este clar exprimata prin

prezenta in partea sudica a unui sector cald mai ingust, si sin partea nordica a unui sctor rece mai extins. Cele doua sectoare sunt separate de frotnul cald anterior in partea de SE si de frontal rece posterior, in partea de SV, ambele unindu-se in punctul de convergenta.

Starea vremii determinata de trecerea unui ciclon se diferentiaza in functie de pozitia punctului de observatie fata de punctul de convergenta al ciclonului.1) in situatia in care punctul de convergenta al ciclonului trece pe la S fata de punctul de observatie, suprafata frontala nu atinge suprafata terestra, fapt pentru care la sol se deplaseaza numai aerul rece din sectorul rece, aerul cald aflandu-se la intalime.

Vantul sulfa la inceput dinspre SE si E, iar apoi, dupa trecerea punctului de convergenta, se roteste in sens invers acelor de ceas, batand dinspre N si NV, ceea ce determina o scadere treptata a temperaturii.Norii frontului cald se succed in ordinea lor obisnuita (Ci, Cs, As, Ns), din norii Ns canzand precipitatii generalizate de lunga durata, cu intensitate mica sau moderata.

2) In situatia cand punctul de convergenta trece pe la N de punctul de observatie, se disting 3 faze importante:- trecerea frontului cald- trecerea sectorului cald- trecerea frontului rece

a) Trecerea frontului cald → este precedata de canturi din SV si din S, si de norii Cirrus, urmati de norii Cs, As, Ns, din ultimele doua genuri canznd precipitatii generalizate cu intensitate moderata

b ) Trecerea sectorului cald → este marcata de incetarea precipitatiilor si inseninare. Temperatura creste treptat, iar presiunea atmosferica scade. Vantul se roteste usor spre dreapta, batand dinspre SV si apoi V. Uneori, in sectorul cald iau nastere nori termoconvectivi cumuliformi din care cad scurte averse de ploaie vara, iar iarna se formeaza nori stratiformi din care cad burnite slabe.

22

c) Trecerea frontului rece → este anuntata cu 4-6 ore inainte, de aparitia norilor Cs si As care provin din destramarea partii superioare a norilor cumuliformi termoconvectivi, dezvoltati amplu in sectorul cald, in fata frontului rece. Acestia generaza averse puternice de ploaie, insotite de vijelii, oraje si uneori grindina. Acestea sunt cu atat ma iintense cu cat pe linia frontului se formeaza nori Cb de mare dezvoltare verticala.

Odata cu trecerea frontului rece, temperatura scade brusc, iar presiunea atmosfereica creste. Vantul se roteste spre dreapta, batand cu viteza sporita dinspre V, NV, sistemul noros al frontului rece se fragmenteaza si dispare, cerul redevenind senin.In timpul verii, incalzirea din timpul zilei determina instabilitatea aerului rece si aparitia norilor cumuliformi care genereaza ploi locale de scurta durata, cu caracter de aversa.

Clasificarea ciclonilor1) Dupa origine: locali si frontali

a) Ciclonii locali iaiu nastere datorita actiunii nemijlocite a regimului termic al suprafetei activeb) Ciclonii frontali apar in lungul zonelor frontale din troposfera mijlocie, acolo unde se inregistreaza

scaderi dinamice ale presiunii atmosferice.2) Dupa inaltimea la care se dezvolta: joşi (la sol) si inalti3) Dupa stadiul de dezvoltare: ideali (tineri) si oclusi, aflati in stadiul de umplere4) Dupa miscare: mobile si stationari5) Dupa situarea geografica: tropicali si extratropicali

23