Meteorologie - curs -

La randul ei temperature aboluta (T) a suprafetei terestre este determinata de intensitatea radiatiei globale (Q), de unde rezulta ca regimul diurn al radiatiei terestre (Et) urmareste intocmai regimiul diurn al Q, inregistrand valori maxime ziua la amiazasi valori minime dimineata inaintea rasaritului soarelui. Aceeasi coincidenta se constata si in regimul anual al Rt( radiatiei terestre). Ca urmare valorile maxime ale Etse produc in zilele senine de vara pe suprafete uscate iar cele minime in noptile de iarna.

Admitand ca insurirea de a emite radiatii calorice (infrarosii) a suprafetei Pamantului este identica cu cea a corpului negru (absolut negru), sa poate conchide ca la temperatura medie anuala a acesteia de 15 grade C, radiatia tesrestra Rt se cifreaza la Et= 0,57cal/cm2∙ min.

Radiatia atmosferica (Ea)

Cea mai mare parte a radiatiei terestre este absorbita de atmosfera la a carei incalzire participa in buna masura. Absortia are caracter selectiv si se datoareaza: vaporilor de apa, bioxidului de carbon, ozonului etc.

Vaporii de apa produc cele mai multe benzi si linii de absortie in regiunea spectrala vizibila a radiatiei solare. Cea mai intensa absorbtie o exercita insa in regiunea infrarosie a spectrului, astfel in intervalul spectral 6 - 8,5µ absorbtia este foarte puternica iar in interval 8,5-12µ est foarte slaba, acest din urma interval a fost numit fereastra atmosferica (transparenta maxima care permite pierderea spre spatiul cosmic a unei parti din caldura suprafetei terestre. In intervalul spectral din apropierea valorii de 18µ absorbtia exercitata de vapori este atat de puternica incat practic ei pot fi considerati opaci pentru radiatia de unda lunga.

Picaturile de apa (vapori in stare lichida) au un spectru de absortie similar cu al vaporilor cu deosebirea ca intervalele de absortie maxima sunt deplasate spre lungimi de unda mai mari si sunt si mai intense, de exemplu in chiar intervalul maximului de transparenta din jurul a 10µ o pelicula de apa lichida groasa de numai 0,1 mm lasa sa treaca doar 1% din radiatia infrarosie.

Bioxidul de carbon are in spectrul infrarosu doua benzi de absortie. Prima centrata pe λ = 4,3µ are intensitatea ce a mai mare. A doua intre 12,9 – 17,1 are intensitatea maxima centrata pe 14,7 si intervalul 17,1-18 consitituie a doua fereastra atmosferica.

Ozonul are in regiunea infrarosie o banda de absortie centrata pe 3 , alta intre 9-10 si a treia pe 14. Efectele sunt slabe din caauza ponderii extrem de mici a O3in compozitia atmosferei.

Printre gazele atmosferice care au de asemenea benzi de absortie in infrarosu se numara si diversi oxizi de azot. Incalzindu-se prin absortia radiatiei terestre si pe alte cai, atmosfera emite neincetat si in toate directiile energie calorica. Partea indreptata inapoi spre suprafata terestra poarta numele de radiatia atmosferica (Ea sau contraradiatia atmosferica C indice r). Daca este considerata ca avand aceleasi insusiri radiative in infrarosu ca si corpul negru, atmosfera cu temperatura ei medie anuala si globala de 10 grade emite circa Ea= 0,42 cal/cm2 ∙min.

Radiatia efectiva (Eef ) Eef =0,15cal/cm2∙min

Defintie : atmosfera este strabatuta simultan de doua fluxuri opuse de radiatii infrarosii: Et ( de jos in sus) si Ea ( de sus in jos). Diferenta dintre ele poarta numele de radiatie efectiva ( Eef = Et – Ea )

Daca se ia in comnsiderare si radiatia reflectata de unda lunga ( Rl) ecuatie devine :

Eef = Et – ( E - Rl )

Deoarece temperatura suprafetei terestre de regula si in medie mai mare decat a atmosferei, Et depaseste Eaceea ce face ca Eef sa reprezinte in mod obisnuit o pierdere de caldura pentru suprafata terestra . Exista totusi si situatii in care intensitatea Eaeste mai mare decat intensitatea Et ( Ea > Et ) ceea ce determina schimbarea semnului radiatiei efective Eef care devina un raport de caldura pentru suprafata terestra. Valoarea media a intensitatii Eef este in conditiile corpului absolut negru de cca 0,15 cal/cm2 ·min. Marimea radiatiei efective depinde de temperatura si umezeala suprafetei terestre; de distributia verticala a a temperaturii; de umezeala aerului si de nebulozitate.

Temperaturile mari ale suprafetei active terestre duc la cresterea radiatiei efective prin sporirea Et. Din potriva, temperaturile mari ale atmosferei (inversiunile termice) duc la scaderea radiatiei efective prin sporirea Ea. La randul ei umezela absoluta a aerului se afla in raport invers proportional cu intensitatea radiatei efective. Nebulozitatea determina de asemenea o scadere insemnata a valorii radiatiei efective prin intensificarea radiatiei atmosferice. In regiunile desertice lipsa norilor si umezeala foarte mica favorizeaza cresterea apreciabila a radiatiei efective, din aceasta cauza tem[eratura nisipului coboara noaptea chiar si pana la 0 grade C. In schimb prezenta norilor alcatuiti din picaturi fine de apa cu o capacitate de absortie si emisie mare in infrarosu marete substantial Ea si scade implicit radiatia efectiva, ceea ce protejeaza suprafata terestra de raciri excesive.

In unele nopti de iarna cu cerul complet acoperit cu nori stratiformi josi, radiatia atmosferica Ea poate inregistra valori mai mari decat Et , contribuind astfel in mod direct la incalzirea suprafetei active ( inversiune termica ). In afara factorilor mentionati, intensitatea radiatiei efective mai depinde si de marimea suprafetei emisive/radiante. Raportul este direct proportional.

Din aceasta cauza un sol arat se raceste mai rapid ca unul batatorit iar unul cu vegetatie mai rapid ca unul fara vegetatie. Calculele arata ca pentru un hectar de padure de fag suprafata emisiva creste de 7,5 ori ; pentru unul cu iarba de 30 de ori; iar pentru un hectar de lucerna de 85 de ori.

Regimul diurn al radiatiei efective prezinta un minim principal ianintea rasaritului soarelui, un alt minim imediat dupa apusul soarelui si un maxim la amiaza. In regim anual intensitatea maxima se constata vara si uneori primavara ( cand transparenta este mare ) iar intensitatea minima iarna cand transparenta este mica.

Pe verticala intensitate radiatiei efective creste cu altitudinea datorita scaderii temperaturii si cresterii transparentei aerului din ce in ce mai sarac in vapori si pulberi. Cunoasterea intensitatii Eef care joaca un rol important in schimbul caloric neincetat dintre suprafata terestra si aerul de deasupra este utila in rezolvarea unor probleme practice ca: prognoza ingheturilor si ceturilor radiative, calcularea bilantului raditiv etc.