meteorologie si climatologie (iuliana lazar)

Upload: mariuseduard

Post on 21-Jul-2015

2.162 views

Category:

Documents


1 download

TRANSCRIPT

UNIVERISTATEA DIN BACU FACULTATEA DE INGINERIE

IULIANA LAZR

METEOROLOGIE I CLIMATOLOGIENote de curs

EDITURA ALMA MATER BACU 2009

Descrierea CIP a Bibliotecii Naionale a Romniei LAZR, IULIANA Meteorologie i climatologie : note de curs / Iuliana Lazr. Bacu : Alma Mater, 2009 Bibliogr. ISBN 978-606-527-020-6 551.5

Cuvnt nainte Prezenta lucrare a fost conceput ca suport de curs pentru studenii Universitii din Bacu. Ea nu reprezint o lucrare de autor, pri importante fiind inspirate din alte lucrri de referin menionate n bibliografie. Multe dintre imaginile folosite sunt preluate de pe Internet. Autorul

3

4

Cuprins Cap.1. Noiuni introductive Cap.2. Atmosfera ca obiect de studiu a meteorologiei Cap.3. nclzirea Pmntului i a atmosferei Cap.4. Temperatura aerului Cap.5. Presiunea atmosferic i circulaia general a aerului Cap.6. Vaporii de apa in atmosfera Cap.7. Precipitaiile atmosferice Cap.8. Circulaia general a aerului. Meteorologia sinoptic Cap.9. Fronturi atmosferice Cap.10. Noiuni generale de climatologie Cap.11. Clima Romniei Cap.12. Schimbri climatice. nclzirea global Cap.13. Poluarea atmosferei Anexe Msurarea presiunii atmosferice Msurarea temperaturii Msurarea umiditii aerului Observaiile meteorologice Bibliografie 7 14 22 29 41 52 64 72 83 91 98 107 119 125 128 133 137 141 144

5

6

Cap.1. Noiuni introductiveFormula specialitii Meteorologia este stiina care se ocup cu studiul atmosferei terestre i a fenomenelor fizice care se produc n ea. Meteorologia aparine grupului tiinelor care au drept obiect de studiu Pamntul, avnd ca domeniu de preocupri: cercetarea, descoperirea i cunoaterea structurii, compoziiei, nsuirilor, proceselor i fenomenelor atmosferei precum i a legilor care o guverneaz. Meteorologia reunete astzi, ca i pe vremea lui Aristotel, ansamblul cunotinelor despre atmosfer i fenomenele ce se petrec n cuprinsul ei; difer numai cantitatea i calitatea acestora, n cretere continu. Obiectul de studiu al Meteorologiei este, aadar, aerul atmosferic adic ultimul nveli continuu al Pmntului. Metodele de lucru sunt proprii sau din domenii conexe (observaia, analiza i sinteza, analogia, experimentul, simularea i modelarea matematic, etc.). Scopul este complex dar se poate cuprinde n ideea c: printr-o ct mai bun cunoatere a atmosferei s se poat prognoza mersul vremii pe diferite intervale, fenomenele calamitare, schimbrile nefaste de vreme dar i eventualele variaii atmosferice seculare cu impact asupra ntregului ansamblu de mediu. Atmosfera nu este aadar un simplu mediu fizic gazos cruia dac-i simplificm ipotetic complexitatea, i putem aplica legile fizice specifice (ale gazelor, ale fluidelor) iar rezultatele, desigur n domeniul prezumiilor de cercetare, s ne mulumeasc. Exist astzi un asemenea curent puternic n lumea meteorologic deoarece folosirea exploziv a modelrii matematice pentru atmosfer i micrile ei nu poate fi conceput dect simplificnd la maximum realitatea de micare a particulelor de aer din natur. Studentul ecolog trebuie s tie de la nceput acest fapt precum i pe acela c meteorologia prognostic (indiferent de intervalul de timp prognozat) opereaz cu modele, cu scenarii de evoluie probabilistic ce decurg din calcul, opereaz deci cu scheme conceptuale bazate pe o analogie cazuistic ampl ce ine implicit de timpul trecut. Realitatea atmosferic este ns, n orice moment i n orice loc, mult mai nuanat dect modelele imaginat i tocmai n domeniul manifestrilor atmosferice de detaliu adic punctuale, de aceea prognozele nu pot fi, n mod absolut, exacte pentru orice punct geografic. Invizibila atmosfer este un nveli ct se poate de real i deosebit de complex al planetei noastre; este un dat iniial al sistemului, o component abiotic indispensabil a mediului natural unic, al Terrei, cu un rol structural i funcional perfect stabilit, rol pe care omul se strduiete s-l neleag, reuind deocamdat, numai parial i nesigur s o fac. Fa de litosfera i hidrosfera planetei, cu care se afl n raporturi de cvasiegalitate privind meninerea condiiilor abiotice favorabile, de baz, necesare vieii, atmosfera are n plus, o mare libertate de micare a particulelor sale peste celelalte nveliuri (care nu se pot desprinde de corpul planetar); masele de aer survoleaz planeta n lungul meridianelor i al paralelor ignornd orice granie de stat sau naturale, orice coordonate. 7

Prin aceast libertate de survol aerul atmosferic este cel care d eficien circuitului apei n natur este cel care poart la mari distane suspensii solide sau lichide de provenien natural, cosmic sau antropic; aerul atmosferic, constituind ultimul nveli al planetei, este cel care filtreaz radiaia Soarelui reinnd numai att ct este necesar pentru perpetuarea vieii n sistem, respingnd restul prin proprietile sale, date dintru nceput. Climatologia este ramura cea mai geografic a meteorologiei, ea transform informaia observaional instantanee i punctiform, asupra aerului troposferic, n FOND DE DATE de referin, cu acoperire geografic pe termen lung (din punct de vedere al timpului istoric), fond strict necesar n realizarea oricror sinteze (diagnostice, actuale sau prognostice) privind comportamentul atmosferei n imediata apropiere a scoarei terestre. Cea mai expresiv definiie a CLIMATOLOGIEI, dintre multiplele definiii ntlnite n cursurile sau tratatele de geografie de larg circulaie este: subramura meteorologiei care studiaz regimul multianual al vremii n funcie de condiiile geografice specifice unei localiti, zone, ri, continent sau chiar al ntregului glob terestru. Ea este n plin dezvoltare, subdiviziunile aprute dovedind-o, iat cteva: microclimatologia, topoclimatologia, paleoclimatologia, climatografia, schimbri climatice, etc. Climatologia pare mai apropiat de domeniul geografic al cunoaterii umane asupra naturii pentru c scopul su de baz - obinerea produselor de sintez meteo pe termen lung privind trecutul, prezentul sau viitorul - se sprijin esenialmente pe raportri spaiale de tip geografic, la scri diferite. Meteorologia realizeaz observarea fenomenelor meteorologice, ncercnd n acelai timp s le explice. Este aadar o tiin analitic i explicativ, n timp ce climatologia este o tiin de sintez, care folosete datele obinute de meteorologie. Se poate spune c ntre cele dou tiine exist o legtur foarte strns. n acelai timp, punctele lor de vedere rmn destul de diferite. Climatologii studiaz succesiunea i suma fenomenelor atmosferice dintr-un spaiu dat, n timp ce instrumentele de lucru ale meteorologilor sunt n primul rnd de natur fizic i matematic. Pe de alt parte, meteorologia, aprut ca necesitate mai nti a navigaiei maritime, apoi i a aviaiei, este o tiin prospectiv, avnd cel mai cunoscut obiect de activitate realizarea prognozelor meteo. Din acest punct de vedere, climatologia este o tiin retrospectiv, deoarece rezultatele ei se bazeaz pe o lung serie de observaii anterioare. Sferele de cercetare

Starea fizic a atmosferei localitii concrete, evaluarea condiiilor fizicogeografice regionale i estimarea rolului lor la formarea cmpurilor meteorologice, extremelor climatice, distribuii n timp i spaiu a elementelor climatice. Modelarea cartografic a resurselor climatice, topoclimatice i agroclimatice. Evaluarea gradului de asigurare a culturilor agricole cultivate n regiuni fizicogeografice cu diferit umiditate i cldur, gradului de risc a amplasrii plantelor pe terenuri concrete, etc 8

n funcie de particularitile de studiu, meteorologia are numeroase subramuri, cum ar fi: Meteorologia general - cuprinde cunotinele fizico-chimice de baz asupra mediului fizic gazos pe care l reprezint atmosfera Terrei; Meteorologia sinoptic - tiina despre prognozarea vremii, studiaz legile evoluiei fenomenelor i proceselor troposferice care conduc la succesiunea aspectelor diferite de vreme ntr-un punct fix sau ntr-o zon, ntr-un interval de timp cerut; Meteorologia dinamic - se ocup cu studiul proceselor dinamice i termodinamice din atmosfer, prin metode fizico-matematice; Fizica atmosferei - studiaz legile genezei i dezvoltrii fenomenelor i proceselor fizice din atmosfer; Actinometria - observ i studiaz fluxurile radiante care strbat atmosfera precum i bilanul radiativ al geosistemului; Aerologia - studiaz procesele i fenomenele fizice proprii straturilor medii i nalte ale atmosferei libere (neinfluenat de scoara terestr); 13 Aeronomia - se ocup cu studiul fenomenelor i proceselor din ionosfer, exosfer si magnetosfer; Fizica stratului limit - se ocup cu studiul fenomenelor i proceselor de transfer energetic sol/aer n stratul de contact direct al atmosferei cu scoara terestr; Meteorologia satelitar - se ocup cu studierea i interpretarea imaginilor oferite de sateliii meteorologici n scopuri practice, mai ales prognostice; Meteorologia radar - se ocup cu studierea i interpretarea imagisticii radar; Meteorologia aeronautic - elaboreaz prognoze de vreme pe rute aeronautice; Agrometeorologia - cerceteaz influena condiiilor meteoclimatice asupra culturilor agricole n scopuri prognostice i de prevenire a riscurilor de calamitare; Biometeorologia - cerceteaz influena condiiilor meteoclimatice asupra organismelor n scopuri de protejare i atenionare; Climatologia. Metode de cercetare Meteorologia, studiind fenomenele care au loc in atmosfera, aplica pentru interpretarea acestora legile generale ale fizicii, mecanicii si in parte, uneori, ale chimiei coloidale. Spre deosebire de fizica, unde metoda de cercetare predominanta este experimentarea, in meteorologie, ca si in celelalte stiinte geofizice, metoda de baza ramane observatia. Daca in stiintele experimentale cercetatorul cauta, cu ajutorul unor metode si instrumente potrivite, sa izoleze sau chiar sa provoace fenomenele care il intereseaza, cu totul altfel stau lucrurile cu marea majoritate a fenomenelor atmosferice. Prin extinderea lor, aceste fenomene depasesc in mod frcevent cadrul restrans al unui laborator si nu pot fi simplificate si nici izolate. Deocamdata omenirea nu dispune de posibilitatea de a folosi experienta ca metoda cu eficacitate practica in meteorologie. Asemenea mijloace ar necesita un consum enorm de energie, atat pentru declansarea fenomenelor atmosferice, cat si pentru mentinerea lor. In ritmul actual, nemaiintalnit in dezvoltarea tehnicii si stiintei, nu este exclus ca intr-un viitor nu prea indepartat, pozitia noastra de spectatori la unele 9

fenomene care au loc in atmosfera sa se schimbe, in sensul de a le putea dirija dupa nevoile noastre. Un mare ajutor pentru intelegerea aprofundata a fenomenelor care au loc in atmosfera il ofera calculul matematic. In aplicarea principiilor generale ale fizicii la interpretarea acestor fenomene, matematica intervine cu o mare contributie. Vastul material furnizat de observatiile meteorologice trebuie prelucrat si sistematizat. Se cauta corelatii si periodicitati, se elimina erorile, se calculeaza abaterile si frecventele etc., totul pentru a se trage concluziile cele mai logice. Greutatea cea mai evidenta in aprecierea fenomenelor consista in faptul ca fiecare element contribuie in mod cantitativ diferit, de fiecare data, la producerea fenomenelor respective. Cu toate dificultatile care izvorasc din complexitatea circumstantelor in care apar, se dezvolta si pier fenomenele atmosferice, se poate totusi afirma ca in urma studiilor intreprinse s-a ajuns la rezultate teoretice insemnate. Pe baza legilor fizicii observatiile si cunostintele meteorologice au putut fi folosite intr-o masura apreciabila fie la intelgerea fenomenelor atmosferice care se produc la un moment dat, fie intr-un viitor mai apropiat sau mai indepartat: o zi, doua, o saptamana, o luna, un anotimp sau uneori chiar un an. Din cele aratate pana acum rezulta ca observatia ramane metoda de baza in cercetarea meteorologica. Aceasta metoda este aplicata pe doua cai: vizuala (fara instrumente) si instrumentala. Observatia vizuala este cea mai veche dintre metodele de cercetare, nu numai in domeniu meteorologiei, ci si al altor stiinte. Omul intai a observat, a tras concluzii si apoi a incercat sa reproduca fenomenele care l-au interesat. Observatia instrumentala se face cu aparate cu citire directa sau cu ajutorul aparatelor inregistratoare. Aparatele cu citire directa necesita prezenta omului pentru notarea observatiilor la momentul indicat in programul de lucru. Pentru a avea asigurata continuitatea observatiilor, este necesar ca notarea lor sa se faca la intervale cat mai apropiate, deoarece numai astfel se poate urmari indeaproape succesiunea schimbarilor care au loc in evolutia timpului sau vremii. Un aport insemnat in acest sens il aduc apratele inregistratoare. Acestea mai au avantajul ca pot fi amplasate in regiuni greu accesibile: in munti, in delta etc. Asemenea aparate pot culege si transmite informatii asupra starii vremii de pe toata suprefata Pamantului, de la nivelul marii si pana la mari inaltimi. Importanta Meteorologiei Faptul ca intreaga noastra activitate este influentata de schimbarile care au loc in atmosfera, ca insesi conditiile de viata sunt in general puternic influentate de aspectul vremii, a facut ca meteorologia sa ocupe un loc important in randul stiintelor naturii. Vremea si clima infuenteaza activitatea oamenilor si dirijeaza chiar economia regiunilor unei tari. In tarile cu structura sociala inaintata, unde la baza sta sistemul economiei planificate, sunt folosite rational toate influentele factorilor atmosferici. Astfel, pot fi luate masuri corespunzatoare, care sa anihileze sau sa reduca pagubele ce ar putea fi produse de agentii atmosferici diferitelor sectoare ale economiei nationale. Amintim numai de sprijinul acordat prin informarile asupra evolutiei timpului (sau vremii) de-a lungul rutelor aeriene si maritime. Cate catastrofe nu au fost evitate 10

prin folosirea rationala , de catre echipajele respective, a informatiilor primite din partea serviciilor de averitzare meteorologica. In agricultura, meteorologia ocupa un loc din ce in ce mai important. Cercetarea regimului termic si de umezeala a solului, legat de diferite faze de dezvoltare biologica a plantelor, a facut sa se dezvolte o noua ramura a acestei stiinte: agrometeorologia. Medicina moderna tine in permanenta cont de influenta factorilor atmosferici asupra modului cum evolueaza diferitele maladii. In marile clinici, pe langa medici lucreaza meteorologi care dau indicatii asupra factorilor atmosferici. Din ce in ce apar lucrari de specialitate, in care temele respective sunt tratate, tinandu-se seama de influenta diferitilor parametrii atmosferici. Amplasarea marilor constructii publice si industriale nu este de conceput fara cunoasterea in prealabil a particularitatilor climatice ale regiunilor respective. Prin neluarea in consideratie sau printr-o cunoastere insuficienta a datelor meteorolgice, au fost si pot fi prilejuite pagube enorme. Omul si Clima Clima reprezinta regimul de mediu multianual al proceselor si fenomenelor meteorologice, caracteristice unei anumite regiuni sau intregului glob, determinat de radiatia solara si de circulatia generala a atmosferei, care variaza in raport cu pozitia pe Pamant, cu altitudinea absoluta si configuratia reliefului. Inca de la aparitia primilor reprezentanti ai regnului animal si vegetal in istoria Pamantului, clima a fost aceea care a avut un cuvant de spus in repartitia vietuitoarelor, in evolutia lor de-a lungul timpului, in schimbarea aspectului lor, in felul de hrana sau in modul de a-si construi adaposturile. Daca plantele si animalele au ajuns sa aiba astazi caracteristicile pe care le observam la fiecare specie in parte, aceasta nu este decat rezultatul adaptarii lor la mediu, prin perpetuarea raselor, genurilor si speciilor care s-au dovedit ma puternice in lupta cu natura sau a celor care au reusit sa supravietuasca capriciilor atat de schimbatoare ale climei se-a lungul erelor. In functie de zonele climatice s-au format zonele de vegetatie, iar acestea, la randul lor, constituind baza hranei si mijlocul de adapost al animalelor, a influentat raspandirea lor. Daca plantele din regiunile desertice au radacini adanci si frunze groase ceruite, aceste nu sunt decat adaptari la o clima uscata si calda, pentru a putea absorbi apa de la o adancime cat ami mare si a impiedica transpiratia prea puternica. Daca animalele aceleiasi zone sunt acoperite cu o crusta chitinoasa si pot supravietui un timp indelungat fara apa, este tot o adaptare la climatul locului respectiv contra unei deshidratari prea puternice. Toate vietuitoarele din tinuturile polare au o blaba scurta , deasa si in permanenta alimentata cu grasime pentru a le feri de gerurile naprasnice, dar si pentru a le inlesni inotul in cautarea hranei. Nici infatisarea Pamantului n-a scapat de capriciile climei. Aspectul actual al scoartei terestre oglindeste si evolutia climatului erelor geologice. Alaturi de activitatea tectonica, eroziunea cauzata in principal de diferentele de temperatura, de vant si de precipitatii este un mare modelator al scoartei terestre. Martore ale actiunii ei sunt numeroase monumente ale naturii, canioanele, vaile sau sculpturile in diferite straturi de roci. Sunt celebre canioanele Colorado si Yellowstone sau fantasticile forme ale rocilor erodate din Bad Lands. La noi in tara sunt Babele din Bucegi si Sfinxul din Ciucas. 11

Oamenii, cu toate posibilitatile stiintifice si tehnice cunoscute in momentul de fata, sunt supusi climeim pornind de la succesiunea zilelor si noptilor, care imprima ritmul de viata si de activitate, si pana la una dintre cele mai importante ocupatii ale omului, agricultura, care se desfasoara in functie de anotimpuri. Dar influenta climei nu se manifesta numai asupra ritmului de viata si de activitate a oamenilor, ci si in multe alte directii. Astfel, chiar imbracamintea reflecta adaptarea omului: de la acel pagne sau sort pe care il poarta membrii unor triburi din Africa si America de Sud la costumul special facut cu unul sau mai multe staturi de blana purtate de oamenii din zonele polare si subpolare, la palariile conice purtate de locuitorii din sud-estul Asiei confectionate din pai sau la turbanele locuitorilor din Orient; insasi culoarea predominant deschisa a vesmintelor lor ii protejeaza de arsita indelungata a soarelui. Omul a invatat sa-si construiasca adapostul in functie de clima la care s-a adaptat sa traiasca: locuitorii din tarile calde isi amenajeaza locuinta din materiale usoare si racoroase, din barne sau din bambus si pamant, inlesnindu-I o mai buna aerisire si racorire. In regiunile temperate oamenii au inventat alte materiale de constructie mai rezistente, care sa pastreze mai multa caldura iarna dar si sa tina racoare in timpul verii. In zonele reci, locuintele sunt prevazute cu ferestre si pereti dublii, cu materiale termoizolatoare si posibilitati de incalzire. In tinuturile polare, din lipsa altor materiale de constructie, omul si-a construit locuita din bucati de gheata si zapada captusita prin interior cu blanuri de vulpe si urs polari. Aspectul locuintelor din campie este diferit de cel al celor din zona deluroasa sau montana. In aceasta zona precipitatiile fiind mai reduse si predominand mai mult cele lichide au determinat pe localnici ca acoperisurile caselor sa aiba o inclinatie mai mica fata de a celor construite in zona montana, care au o inclinare foarte mare, cu scopul de a retine cat mai putin cantitatea sporita de precipitatii lichide si solide. In vechime oamenii suportau mult mai greu variatiile climatice ivite in timpul deplasarilor pe care le faceau. Astazi cu posibilitatile tehnice existente, oamenii se adapteaza mult mai usor unui climat impropriu, cu ajutorul diferitelor materiale moderne de constructie sau instalatiilor de aer conditionat. Meteorologia are din ce in ce mai mult o deosebita importanta practica. Prevazand fenomenele meteorologice care pot aduce pagube agriculturii, se iau masuri de protectie in vederea diminuari pagubelor sau chiar evitarea pierderilor. O ramura specifica a meteorologiei numita agroeteorologie se ocupa cu studiul influentei fenomenelor meteorologice in productia agricola. Toate unitatile agricole primesc informatii referitoare la schimbarea timpului si asupra aparitiei fenomenelor daunatoare agriculturii, cum sunt bruma, grindina, inghetul. Pentru efectuarea in bune conditii a transporturilor aeriene trebuie cunoscute previziunile meteorologice. Traficul aerian beneficiaza cel mai mult de cunoasterea lor: avioanele nu decoleaza decat daca cunosc cum va fi vremea dupa care aduc la cunostinta pilotului navei eventualele schimbari meteorologice in ruta pe care urmeaza s-o parcurga. El primeste si in timpul zborului numeroase indicatii referitoare la starea atmosferei. Transportul maritim poate fi influentat si de necunoasterea situatiei meteorologice a rutei. Fenomenele cele mai periculoase sunt ceata, vantul si inghetul. De aceea marile nave sunt prevazute cu radare meteorologice, care pot capta informatii si de la satelitii meteorologici special lansati. 12

Si transportul pe calea ferata sau cel rutier beneficiaza de ajutorul meteorologiei. Iarna, cand viscolele blocheaza circulatia, buletinele meteo indica zonelel in care traficul feroviar si rutier este intrerupt. Precipitatiile abundente, precum si inghetul si dezghetul pot provoca distrugeri ale autostrazilor podurilor si terasamentelor. O mare importanta o au studiile climatologice cu privire la amplasarea judicioasa a unor noi obiective industriale, functionale sau a locurilor de odihna. Se stie ca zonele de relief inconjurate de munti nu permit scurgerea si ventilarea aerului, inlesnind persistarea aerului poluat si formarea inversiunilor de temperatura. Ca urmare, compusii si reziduurile chimice formate nu se pot imprastia in atmosfera ramanand in staturile cele mai inferioare ale atmosferei si avand urmari negative in viata omului, animalelor si plantelor regiunilor respective. In momentul de fata, amplasarea noior obiective industriale, cum sunt cele chimice sau siderurgice se face in urma studiului de microclimat al localitatii respective. In nici un caz nu se vor amplasa in directia predominanta a vantului, deoarece fumul se va abate asupra localitatii respective. De aceea se tine seama si de amplasarea noilor cartiere de locuinte, a spatiilor verzi de recreere si de odihna sau a sanatoriilor. Un studiu climatologic amanuntit este necesar si inainte de inceperea unei constructii: in cazul unui bloc de locuinte se va tine cont de directia predominanta a vantului, orientandu-se pe directia vantului pentru a nu fi supus actiunii acestuia. Obiectivele industriale care polueaza aerul vor fi inconjurate de perdele de vegetatie, care au rolul de purificare a atmosferei. In calculul capacitatii lor de evacuare a apei din precipitatii se va tine seama de cantitati maxime cazute in zona respectiva. Pentru asigurarea unei bune functionari a hidrocentralelor trebuie cunoscute regimurile de precipitatii si de inghet. In proiectarea liniilor electrice si in amplasarea si forma salpilor determinante vor fi directiile predominante ale vantului si depunerile de gheata pe conductori, sporindu-se parametrii de rezistenta a constructiei respective. Tratamentele balneoclimatice presupun studii climatologice anterioare pentru indeplinrea scopului lor. In amplasarea spitalelor, a sanatoriilor si a localitatilor balneare se tine seama de conditiile climatice locale. Amenajarea unor microclimate optime in halele de lucru, in incaperi, in scoli, in fabrici are o mare importanta in obtinerea unui randament maxim al omului in munca sa. Din cele prezentate mai sus rezulta marea importanta ce se acorda in momentul de fata studiilor climatologice, cunoasterea diferitelor fenomene meteorologice, gradul lor de manifestare si frecventa aparitiei lor in zona in care in care ne intereseaza. Fara nelipsitul studiu climatologic, omul nu va putea valorifica in cel mai inalt grad obiectivul industrial construit si telurile propuse de el nu vor putea fi in intregime realizate, de multe ori ivindu-se chiar efecte neasteptate si contrare. De aceea in prezet se acorda o deosebita importanta cunoasterii amanuntite a conditiilor naturale ale mediului in care omul isi desfasoara activitatea sa creatoare.

13

Cap.2. Atmosfera ca obiect de studiu a meteorologieiAtmosfera este nveliul gazos al Pmntului i ultimul din geosistem de aceea este considerat interfaa dintre corpul planetar i spaiul interplanetar. Din punct de vedere fizic, atmosfera este constituit dintr-un amestec de gaze, purtnd n suspensie particule solide, lichide sau gazoase suplimentare, de origine terestr sau cosmic, natural sau antropic. Particulele solide, gazoase sau lichide n suspensie n aerul atmosferic constituie ansamblul fizic numit aerosolul atmosferic. Aerul atmosferic pur, adic amestecul de gaze dat, luat n discuie fr aerosolul atmosferic, este cunoscut n Fizica atmosferei i sub denumirea de aer uscat i i se atribuie urmtoarele proprieti: este incolor, inodor, insipid, este compresibil i extensibil, are mas i exercit presiune, este n micare continu att n plan vertical ct i n plan orizontal, dup legi proprii, dar n afara oricror granie convenionale, omeneti.

Fig.2.1. Poziia i structura atmosferei n raport cu Soarele i Pmntul

Ca mediu fizic gazos, teoretic aerul atmosferic este considerat drept un gaz ideal i atunci poate fi asimilat cu oricare alt fluid, aplicndu-i-se legile fizicii i n particular cele ale mecanicii fluidelor. Atmosfera este considerat a fi un sistem termodinamic deschis (fig. 2.1) care: se intercondiioneaz determinant la limita sa inferioar cu litosfera, hidrosfera, i biosfera prin schimburi termice, mecanice i chiar de constitueni (cum ar fi cenua 14

vulcanic, spori, fraciuni de polen i nu n ultimul rnd vapori de ap respectiv componenta atmosferic a circuitului apei n natur); interacioneaz radiativ la limita sa superioar cu Soarele i spaiul extraatmosferic ca n figura 2.1. Astfel, prin intermediul filtrului impus de atmosfer, Pmntul primete de la SOARE numai energia strict necesar perpeturii vieii (infinit mai mic dect ceea ce ofer sursa!) i totodat radiaz la rndul su, spre cosmos, numai energia care-i prisosete, ntr-un echilibru dinamic. Cu alte cuvinte, nveliul atmosferic las s treac este deci transparent numai pentru acea cantitate i calitate de radiaii care s fie folositoare, nu distrugtoare vieii pe Pmnt; pentru restul radiaiilor solare sau cosmice, atmosfera este un filtru de netrecut, prin structura-i dat i prin funciunile atribuite numai ei n geosistem. Se desprinde deci ideea c activitatea de filtraj radiativ a atmosferei este pe ct de radical pe att de fin potenat la diverse nlimi ale nveliului; grila optim se obine prin diverse modaliti, toate fiind posibile numai prin datele iniiale de structur i funcionalitate impuse atmosferei actuale nc de la constituirea ei ca PARTE a ntregului geosistem TERRA.

Structura atmosfereiAtmosfera reprezint nveliul de aer al Pmntului, a crui grosime este de la nivelul Pmntului pn la aproximativ 3000 km altitudine. Masa atmosferei este de aproximativ 5,16.1015 t, reprezentnd numai o milionime din masa Pmntului, care este de 5,98.1021 t. Masa atmosferei scade spectaculos de rapid cu altitudinea la fel i densitatea sa i implicit presiunea pe care o exercit acest nveli la diferite nivele atmosferice. Tabelul 2.1. prezint masa pe care o are 1 m3 de aer recoltat la diverse nlimi atmosferice.Tab.2.1. Modul de variaie al masei de aer cuprins ntr-un metru cub cu altitudinea

nlimea (km) 0 12 25 40

Volumul de aer (m3) 1 1 1 1

Masa (g) 1293 319 43 4

Se apreciaz c jumtate din masa atmosferei este concentrat ntr-un prim strat, aderent la planet, a crui grosime este de numai 5 km. Continund ideea, se mai afirm c 75% din masa atmosferic total se afl cantonat n stratul cuprins ntre nivelul 0 al mrii i nivelul altitudinal de 10km al nveliului i c pn la nivelul de 36km sau 50km (dup diveri autori) ar ncpea aproape 99% din totalul de mas al nveliului atmosferic. Forma atmosferei este asemntoare cu cea a Pmntului, dar deformarea la Poli i la Ecuator este mai puternic. Aceast form este determinat de fora centrifug, a crei valoare este maxim la Ecuator i scade spre Poli, i mai este determinat i de nclzirile puternice de la Ecuator i de rcirile de la Poli. Atmosfera, funcie de caracteristicile i densitatea aerului este mprit n 5 straturi dup cum este ilustrat n figura 2.2: 15

- troposfera 0 12 km; - stratosfera 12 30 km; - mezosfera 30 80 km; - termosfera 80 1000 km; - exosfera 1000 3000 km. ntre aceste straturi exist straturi intermediare numite tropopauz, stratopauz i mezopauz.

Fig.2.2. Reprezentarea schematic a subdiviziunilor atmosferei, cu variaia de temperatur i presiune corespunztoare i cu principalele fenomene atmosferice

Troposfera Este stratul de la contactul cu suprafaa Pmntului n care este cuprins din masa atmosferic i cuprinde 95% din vaporii de ap. Grosimea acestui strat la Ecuator este cuprins ntre 1618 km, la latitudini medii este de aproximativ 12 km iar la Poli de 8 km. n troposfer temperatura scade cu altitudinea n medie cu 0,65C la suta de metri. Aceast scdere poart numele de gradient termic vertical, t . Aceast scdere face ca la nivelul superior al acestui strat, la Ecuator temperatura s fie de -80C iar deasupra Polilor de numai -50C. Exist zone n care temperatura se poate menine constant cu altitudinea, fenomenul purtnd denumirea de izotermie, iar n altele temperatura crete cu altitudinea, fenomenul purtnd denumirea de inversiune termic. Troposfera este cel mai turbulent strat. Aici se produc micri de convecie pe vertical, att ascendente ct i descendente, care au rolul de a omogeniza din punct de 16

vedere termic aerul, i micri de advecie numai pe orizontal, care au rolul de a transporta masele de aer dintr-o regiune n alta. n troposfer se produc toate fenomenele meteo: variaii de temperatur i presiune, vnt, nori, precipitaii, aici se formeaz centrii barici i fronturile atmosferice. Tropopauza Tropopauza are o grosime de la cteva sute de metri pn la 2 km. Este mai groas deasupra polilor i mai subire deasupra Ecuatorului. Nu este un strat continuu, ea prezentnd 2 trepte : una n zona subpolar i alta n zona subtropical unde prezint o ruptur. n zona de ruptur se produc diferene mari de temperatur i presiune, aici lund natere cureni cu viteze egale cu 700 km/h. Acetia reprezint curenii jet sau fulger (jet-streams), cu un circuit foarte meandrat pe direcia E-W. Stratosfera n stratosfer aerul este rarefiat, temperatura lui ncepnd de la 1825 km meninndu-se aceeai ca la nivelul superior al troposferei, iar ntre 2532 km temperatura crete pn la aproximativ 0C. Mezosfera (ozonosfera) Mezosfera prezint o variaie foarte puternic a temperaturii. Pn la 50 km temperatura scade brusc la valori cuprinse ntre -60-70C. De la 5055 km temperatura crete brusc la +75C, iar ntre 5580 km scade iar pn la -110C. Mezosfera este principalul strat de ozon. n acest strat se produce un fenomen foarte ciudat: reflexia undelor sonore. Termosfera (ionosfera) Termosfera reprezint stratul celor mai ridicate temperaturi. La nivelul superior sunt +3000C. Aceast temperatur este determinat de ionizarea puternic a moleculelor de aer rarefiat de ctre razele X, i corpusculare de la Soare. Aici se formeaz aurorele boreale. Tot aici se produce reflexia undelor radio. Exist patru straturi de reflexie a undelor radio: - D unde lungi (la 90 km); - E unde medii; - F1 unde scurte; - F2 unde ultrascurte. Exosfera n exosfer nu mai exist aer. Distana dintre moleculele de aer crete la 100 km. Putem face o ierarhizare a acestui strat : omosfera, eterosfera, magnetosfera. Exist i trei centuri de radiaii sub form de potcoav numite centuri van Allen.

17

Compoziia aeruluiOrganizaia Meteorologic Mondial a pus n circulaie lista componenilor aerului uscat (prelevat din orice punct aflat ntre sol i nlimea de 25 km) care conine gaze distincte dup cum indic tabelul 2.2.Tabelul 2.2. Constituienii standard ai atmosferei

Datorit proporiei foarte mari, oxigenul i azotul sunt considerate constituente fixe (invariabile) ale atmosferei. Mult mai importante pentru studiul atmosferei sunt componentele variabile, cu un accent deosebit pe vaporii de ap, dioxidul de carbon i ozon. Vaporii de ap ajung n atmosfer n urma proceselor de evaporare a apei de la suprafaa att de complex a planetei Pmnt. Ei provin ns i n urma proceselor fiziologice (de respiraie sau transpiraie) specifice lumii vii i, mai puin, n urma unor erupii vulcanice. Vaporii de ap sunt considerai drept componenta atmosferic cu cea mai ridicat variabilitate cantitativ, spaial i temporal dintre toate componentele variabile ale acestui nveli gazos. 18

Se apreciaz c n plan vertical vaporii de ap se concentreaz masiv n stratul sol 5 km al troposferei; ei ajung ns pe cale natural uneori i pn la 10 km - 12 km nlime adic pn la baza stratosferei. n plan orizontal distribuia vaporilor de ap depinde de: prezena i dimensiunile surselor terestre de evaporare, de temperatura aerului de deasupra surselor de evaporare dar i de intensitatea i direcia dominant a circulaiei aerului troposferic n zona de interes. Dou dintre procesele fizice pe care le sufer apa atmosferic sunt: evaporarea care se desfoar cu consum de energie caloric i condensarea care are loc cu eliberarea cldurii latente de evaporare. Ambele procese asigur circuitul apei n natur i se deruleaz att n atmosfer ct i pe suprafaa terestr; de aceea putem spune c, vaporii de ap ajuni n aer, influeneaz, ntr-o bun msur, bilanul caloric Pmnt-atmosfer, cu adres exact la meninerea efectului de ser natural al planetei. Astfel, alturi de dioxidul de carbon formaiunile noroase (care reprezint marile concentraii atmosferice de vapori de ap) absorb radiaia caloric reflectat sau, mai corect spus, pe cea retransmis de suprafaa planetar aerului atmosferic din apropierea sa, nelsnd-o s se piard n restul atmosferei libere de deasupra plafonului de nori. Cu alte cuvinte, stratul noros dei discontinuu la nivel planetar, joac rolul geamurilor unei sere artificiale care nu las s ias n afar cldura primit de la radiaia direct a Soarelui pe care a lsat-o ns s ptrund n ser, nestingherit. Deci, stratul de nori, dup ce a absorbit radiaia caloric reflectat, adic venit dinspre suprafaa Pmntului (suprafaa nclzit direct de ctre Soare) o retransmite, o difuzeaz aerului interpus ntre vlul noros i suprafaa terestr, exact ca n interiorul unei sere. Dioxidul de carbon, cu numai cele 0,030% ale sale joac cel mai complex rol n cadrul stratului de interfa, ntre Pmnt i Cosmos, care este atmosfera. Acest gaz este implicat n absorbia radiaiei termice (infraroie) care provine dinspre scoara terestr dar i dinspre anumite componente ale atmosferei, participnd astfel la exercitarea efectului de ser natural sau suplimentat al atmosferei apropiate scoarei. Dioxidul de carbon dispare la nlimi mai mari de 2030 km n atmosfer. Ozonul (O3) constitue o stare alotropic a oxigenului. Ozonul, exprimat cifric, reprezint 1,0.106 n amestecul de gaze pe care l reprezint aerul atmosferic, adic ceva mai mult dect o urm. ntro prim aproximare, moleculele de ozon se ntlnesc ca i cum ar fi presrate n stratul larg al atmosferei cuprins ntre 10 i 60 km nlime; exist ns niveluri de concentraie ceva mai crescut i anume ntre: 20 i 25 km i resectiv ntre 45 i 50 km. Astfel, se poate spune c aa-zisul strat de ozon (care nu e strat!) se afl n zona superioar a stratosferei i n cea inferioar a mezosferei. Ozonul de lng sol NU face parte din nveliul de ozon stratomezosferic cu funcii date de protecie radiativ a vieii pe Pmnt. El este generat de activitatea antropic, n special (de emanaiile eapamentelor) i este considerat un poluant.

19

Masele de aerMasele de aer sunt volume n care parametrii meteorologici au un caracter relativ constant (volume de aer care i conserv anumite elemente meteo : gradul de transparen al aerului, temperatura, umiditatea i nebulozitatea). Ca dimensiuni, masele de aer se pot ntinde : - pe orizontal de la mii de kilometri pn la sute de mii de kilometri; - pe vertical de la civa kilometri pn la limita superioar a troposferei. Masele de aer pot stagna o perioad ntr-o zon, dar se i pot deplasa. Ele se formeaz deasupra zonelor n care elementele meteo variaz puin (marile deerturi, gheurile artice sau antarctice, deasupra anticiclonilor stabili sau staionari). Clasificarea maselor de aer se face dup mai multe criterii : a) criteriul termic: - mase de aer cald provin de la latitudini mici i determin nclzirea vremii; - mase de aer rece provin de la latitudini mari i determin rcirea vremii. b) criteriul termo-dinamic (de stratificare) : - mase de aer stabile sunt masele de aer n care gradientul termic vertical n stratul inferior este mai mic dect cel normal (0,65C la fiecare 100 m). La aceste mase de aer nu se produce convecia, nu se formeaz nori i este caracteristic vremea senin, frumoas. Sunt considerate mase de aer stabile masele de aer reci. - mase de aer instabile aici gradientul termic vertical este mai mare dect cel normal. Aceste mase de aer favorizeaz convecia, cu formarea norilor i cderea precipitaiilor, rezultnd deci o vreme nchis. Este considerat mas de aer tipic instabil, masa de aer cald. Masele de aer i pot schimba caracterul de stabilitate sau de instabilitate prin traversarea unor suprafee acvatice. Astfel, o mas de aer stabil, trecnd iarna peste ocean, devine instabil. n timpul verii, o masa de aer instabil trecnd peste ocean, devine stabil. c) din punct de vedere al genezei o Mase de aer arctice sau antarctice. Aceste mase de aer pot fi de dou feluri : maritim arctice (antarctice) i continental arctice (antarctice). Cele maritim arctice sunt cele mai reci mase de aer. Sunt grele i nu reuesc s treac peste zonele muntoase. Masele de aer maritim arctice se formeaz deasupra Oc.ngheat. sunt mase de aer instabile care genereaz precipitaii sub form de zpad iar ptrunderea lor n Europa determin ninsori timpurii sau trzii. Masele de aer continental arctice se formeaz n nordul Siberiei, sunt reci uscate, vizibilitate peste 50 km. Determin o vreme foarte senin dar foarte rece. Nu reuesc s treac peste Munii Ural. 20

Mase de aer polare. De asemenea i aceste mase de aer pot fi de dou feluri : maritim polare i continental polare. Ele se formeaz deasupra anticiclonilor de la latitudini medii. Masele de aer maritim polare se formeaz deasupra anticiclonului canadian. Sunt mase de aer stabile reci dar traversnd Oc.Atlantic devin instabile prin nclzirea stratului inferior astfel c ajung pe teritoriul Europei ca mase instabile determinnd o vreme nchis cu precipitaii. Masele de aer continental polare se formeaz deasupra anticiclonului siberian. Sunt mase de aer reci stabile care genereaz o vreme senin dar foarte rece. Ptrunderea pe teritoriul rii noastre se manifest sub form de averse de zpad i viscol. o Mase de aer tropicale. i acestea sunt de dou feluri : maritim tropicale i continental tropicale. Masele de aer maritim tropicale se formeaz deasupra anticiclonului azoric. Sunt mase de aer foarte umede care ptrund pn pe teritoriul rii noastre. Determin averse de ploaie cu descrcri electrice, iar dup ce umiditatea s-a consumat genereaz o vreme cald i senin. Masele de aer continental tropicale se formeaz n nordul Africii, Arabia, Pakistan. Sunt mase de aer calde, uscate, cu vizibilitate redus datorit pulberilor de nisip i praf. o Mase de aer ecuatoriale Se formeaz de o parte i de alta a Ecuatorului. Sunt mase de aer foarte calde i foarte umede. Ele se deplaseaz latitudinal de la E la W, excepie fcnd masele polare sau meridional de la S la N (sau de la N la S). Deplasarea meridional determin ptrunderea aerului tropical la latitudini mari sau a aerului polar la latitudini mici. Deplasarea maselor de aer dintr-o zon n alta faciliteaz contactul dintre mase de aer cu caracteristici diferite. Zona de contact se numete zon frontal iar fenomenul poart denumirea de front atmosferic. Fronturile atmosferice sunt caracteristice depresiunilor extratropicale, n talveguri depresionare i foarte rar la periferia anticiclonilor. Condiiile ca s se formeze un front atmosferic sunt : - diferena de temperatur dintre masele de aer s fie de cel puin 5C ; - s existe diferen de umiditate ; - curenii de aer s fie convergeni.

o

21

Cap.3. nclzirea Pmntului i a atmosfereiSoarele i PmntulSoarele este sursa energiei primite de geosistemul Terra numai n acea cantitate i numai n acea calitate care s asigure existena i perpetuarea formelor de via cu care aceast unic planet a fost druit. Energia radiant care provine de la Soare (n proporie de 99% fiind emis n domeniul undelor scurte) permite declanarea i desfurarea marilor sau intimelor procese care stau la baza funcionrii interactive sau n angrenaj a tuturor componentelor ansamblului de mediu al vieii, pe planeta noastr. Steaua numit Soare este o imens sfer incandescent al crui diametru este de peste 54 ori mai mare dect al Pmntului. n jurul Soarelui graviteaz, pe orbite proprii, cele 9 planete ale sistemului nostru Solar; Pmntul este a treia ca apropiere, ntre el i Soare calculndu-se o distan mediat de 149.500.000km (tiut fiind c n realitate, ea este minim la periheliu (2 ianuarie) i maxim la afeliu (4 iulie). n micarea sa regulat n jurul Soarelui (Fig. 3.1) numit micare de revoluie care astronomic dureaz 365 zile, 6 ore, 9 minute i 9 secunde, Pmntul descrie o traiectorie eliptic (numit i ecliptic), Soarele fiind situat ntr-unul dintre focarele elipsei. n afara acestei micri anuale, Pmntul mai are o micare regulat i anume n jurul axei proprii, numit micare de rotaie care se desfoar n cicluri succesive de cte: 23 ore, 56 minute i 4 secunde (sau mai simplu spus n 24 ore).

Fig.3.1. Micarea Pmntului n jurul Soarelui

Axa Polilor Pmntului are o nclinaie de 6633 fa de planul eclipticii, unghi neschimbat pe tot parcursul micrii anuale de revoluie, an de an. Aceast nclinare a axei Polilor este cea care determin alternana anotimpurilor n cele dou emisfere de Nord i de Sud ale Pmntului, etc. n bilanul global, dei energia primit de geosistemul Terra de la Soare este mereu aceiai, ea este distribuit difereniat ca intensitate i alternativ: cnd unei emisfere cnd22

alteia, vara fa de iarn, pentru c aa o impun legile fizice care guverneaz cele dou micri ale Pmntului drept corp cosmic: cea de revoluie i cea de rotaie. Din imensa cantitate de energie pe care Soarele o emite, radiind-o n spaiul cosmic (sub forma radiaiilor electromagnetice dar i corpusculare), geosistemul Terra primete numai a doua miliard parte, adic 1,37 1024 calorii n timp de un an. Si cu toate acestea, energia solar recepionat de geosistem numai ntr-o zi i jumtate echivaleaz cu ntreaga energie pe care ar produce-o toate centralele electrice ale lumii ntr-un an! ntruct n cazul de fa Pmntul poate fi considerat, ntr-o prim aproximaie, drept o sfer ce se rotete n jurul propriei axe, energia ajuns la limita superioar a atmosferei sale i denumit CONSTANTA SOLAR, se repartizeaz pe ntreaga suprafa a sferei admise (4r2) care este egal matematic cu de patru ori suprafaa seciunii sale (r2). n urma acestui calcul, fiecare cm2 de suprafa orizontal, considerat la limita superioar a atmosferei terestre, primete n medie 0,5 cal/min/cm2 adic 720 cal/24 h. n meteorologie ca unitate de msur pentru exprimarea cantitii de energie caloric primit de la Soare per unitatea de suprafa, se utilizeaz langley-ul [Ly], 1Ly = 1 cal/cm2.

RadiaiaOrice corp aflat la o temperatur superioar temperaturii de 0K, emite radiaii electromagnetice, ale cror proprieti depind de natura i temperatura sa. Radiaiile emise conin unde de diferite lungimi cu intensiti diferite; la orice temperatur exist o lungime de und pentru care intensitatea undei este maxim. Puterea radiant total crete rapid cu creterea temperaturii i lungimea de und a celei mai intense componente se deplaseaz ctre lungimi de und mai mici. Orice corp este simultan un emitor i un absorbant de energie radiant. O parte din energia radiant care cade pe suprafaa unui corp este reflectat, iar restul este absorbit. Un bun absorbant este i un bun emitor, iar un absorbant slab este i un slab emitor; un absorbant slab trebuie s fie, de asemenea, i un bun reflector. De aceea, un bun reflector este un emitor slab.

Compoziia spectral a radiaiei solare (RS)Radiaia emis de Soare cuprinde dou grupe principale: radiaia electromagnetic i radiaia corpuscular. Radiaia electromagnetic are un spectru continuu, de la radiaiile X pn la undele radio, cu lungimi de und foarte mari. Datorit temperaturii sale ridicate, S emite mai ales aceast formde radiaie; ea nu necesit pentru transmitere un mediu material intermediar. n figura 3.2 este reprezentat grafic distribuia intensitii radiaiei electromagnetice a spectrului solar n funcie de lungimea de und. Radiaia corpuscular este compus din particule cu energii foarte nalte; transport cantiti de energie mult mai mici comparativ cu radiaia electromagnetic. Spectrul radiaiilor electromagnetice ale S cuprinde ca domenii principale: Domeniul radiaiilor ultraviolete (UV), invizibile, cu lungimi de und mici (290 360 nm); cu pronunat efect chimic, reprezint cca. 7% din energia total a RS. Domeniul radiaiilor vizibile (VIZ), cu lungimi de und ntre 360 i 760 nm; mai sunt denumite radiaii fotosintetic active, reprezint cca. 48% din energia total a RS.23

Domeniul radiaiilor infraroii (IR), cu lungimi de und mari (760 - 300 000 nm), invizibile, cu efect termic pronunat, reprezint cca. 43% din energia total a RS. 99% din energia total a RS revine radiaiilor cu lungimi de und ntre 160 nm i 4000 nm.

Fig.3.2. Spectrul radiaiei electromagnetice a soarelui

Repartiia energiei n spectrul solar depinde i de altitudine; la suprafaa terestr, intensitatea i compoziia spectral a RS este modificat datorit fenomenelor de absorbie i de difuzie din atmosfer; intensitatea scade puternic att n zona radiaiilor de und scurt ct i n domeniul radiaiilor de unde lungi. Radiaiile cu lungimi de und mai mici de 290 nm nu ajung la suprafaa terestr fiind absorbite de ionosfer i de stratul de ozon; la fel i cele cu lungimi de und egale sau mai mari de 4000 nm.

Radiaia solar direct (RSD)Radiaia care provine direct de la discul solar i care ajunge nemodificat (nedifuzat, nereflectat, nerefractat) la suprafaa terestr este numit radiaie solar direct (RSD). Strbtnd atmosfera RSD este atenuat i modificat spectral, astfel nct intensitatea RSD are valori diferite la nivele diferite n atmosfer. La limita superioar a atmosferei intensitatea RS nregistreaz fluctuaii minime, fiind considerat constant. Intensitatea RS la limita superioar a atmosferei, adic RS primit n unitatea de timp, de o suprafa cu aria egal cu unitatea, aezat normal pe direcia razelor solare, atunci cnd distana Soare-Pmnt este egal cu valoarea sa medie, se numete constant solar(I0 ); n SI ea se exprim n J/(m2.s)=W/m2 i are valoarea I0 = 1,381 W/m2 = 1,98 cal/ (cm2. min). RSD care cade pe o suprafa orizontal reprezint insolaia pe suprafaa respectiv. Intensitatea insolaiei se exprim tot n W/m2 (sau cal / (cm2. min); ea depinde de unghiul de inciden al RS i de unghiul de nlime al S. Suprafeele perpendiculare pe direcia razelor solare recepioneaz cantitatea maxim de energie radiant; suprafaele cu alte orientri vor recepiona o cantitate mai mic de energie. La trecerea prin atmosfer, o parte din RS este absorbit, alta este difuzat sau reflectat (n special de nori), iar o parte important a sa ajunge la suprafaa P, constituind insolaia. Toate aceste procese au loc simultan i au ca rezultat slbirea (extincia) radiaiei solare. Absorbia RS este un proces selectiv complex; componentele gazoase diferite din atmosfer absorb, n proporii distincte, numai anumite domenii spectrale: domeniul undelor scurte i al undelor lungi. Ozonul absoarbe cel mai puternic radiaiile ultraviolete24

(290-220 nm). Radiaiile cu lungimi de und mai mici de 220 nm sunt absorbite mai ales de oxigen i azot. Dioxidul de carbon absoarbe deosebit de puternic n domeniul IR (n zone nguste, cea mai puternic ntre 12 900 i 17 100 nm. Vaporii de ap prezint o absorbie slab n zona UV (ntre 360 i 370 nm), o absorbie foarte puternic n IR (4 000 - 8 000 nm).

Difuzia radiaiei solareFenomenul de difuzie determin culoarea luminii solare directe. Radiaia solar pierde componente din spectrul vizibil prin absorbie i prin difuzie, n cazul difuziei fiind afectate radiaiile albastre. Din acest motiv culoarea obinuit a luminii solare directe este glbuie. Difuzia pe particule depinde de mrimea i numrul acestora dar este aceeai pentru toate lungimile de und. Atunci cnd predomin difuzia pe particule, cerul apare de o culoare alb-lptoas. Absorbia i difuzia determin slbirea intensitii radiaiei, cu att mai puternic cu ct ptura de aer strbtut este mai mare. Suma dintre radiaia solar direct(D) i radiaia difuz(DIF), ntr-un anumit loc, reprezint radiaia global sau total (Q) n acel loc; n intensiti ID + IDIF = IQ.

Reflexia radiaiei solareRadiaia solar direct i difuzat, este parial absorbit i parial reflectat de nori i de suprafaa apelor i uscatului. Toate radiaiile din spectrul solar sunt reflectate la fel, indiferent de lungimea lor de und. Capacitatea de reflexie a unei suprafee se caracterizeaz printr-o mrime numit albedo. Se numete albedo A al unei suprafee, raportul procentual ntre radiaia reflectat n toate direciile i cea incident:

A=

IQ IR

100

IQ = intensitatea radiaiei incidente, IR = intensitatea radiaiei reflectate. Albedo-ul suprafetei terestre depinde de natura, de gradul de rugozitate i culoarea corpurilor. Suprafeele umede au o capacitate de absorbie mai mare, deci albedo mai mic dect cele uscate; diferitele tipuri de soluri au albedo diferit. Vegetaia reflect radiaia verde i infraroie, fapt ce determin culoarea verde a plantelor. Reflexia acestor radiaii constituie un mod de aprare mpotriva nclzirii. Norii au o capacitate de reflexie mare ce depinde de grosimea i de densitatea lor. Iat cteva valori procentuale preluate de la diveri autori consacrai: Natura suprafeei zpad proaspt, uoar zpad nvechit nisipuri deertice pajite verde pajite uscat nori25

Albedo n % 84-95 46-60 28-30 26 19 50-80

luciul apelor lanuri de cereale ogor uscat pdure de foioase pdure de conifere tundr humus cernoziom uscat arturi umede

2-70 10-25 8-12 15-20 10-18 15-20 26 14 5-15

Radiaia terestr i atmosfericAbsorbind o parte din energia solar, pmntul se nclzete i emite, la rndul su, o radiaie numit radiaie terestr. Pentru c temperatura pmntului variaz ntre 50 i 60C, conform legilor radiaiei termice, pmntul emite numai n infrarou (4-40 m). In urma emisiei de radiaie, suprafaa pmntului se rcete n timpul nopii, n timpul zilei pierderea fiind compensat de radiaia solar direct, i temperatura aerului i a solului cresc. Absorbind att radiaia solar ct i cea terestr, atmosfera se nclzete i emite, la rndul su radiaia atmosferic. Cum temperatura atmosferei variaz ntre -90 i 50C domeniul lungimilor de und ale radiaiei atmosferice este cuprins ntre 3 - 100 m. Aceast radiaie se propag n toate direciile; componenta ndreptat spre pmnt constituie contraradiaia atmosferei. Aceast radiaie este situat, ca i cea terestr, n domeniul lungimilor de und mari (infrarou). Absorbia este mai puternic atunci cnd cerul este acoperit cu nori. Pe cer senin absorbia este foarte redus, radiaia terestr este foarte puternic i rcirea nocturn este accentuat. Atmosfera, lsnd s treac radiaiile luminoase de la Soare i absorbind radiaia termic infraroie, mpiedic pierderea cldurii i exercit un efect de ser. Diferena dintre radiaia terestr T i contraradiaia atmosferei CA se numete radiaie efectiv, EF; n intensiti putem scrie deci IEF = IT - ICA. EF este ndreptat dinspre pmnt spre atmosfer; n timpul nopii ea constituie radiaia nocturn.

Bilanul radiativ-caloric la suprafaa PmntuluiPrin bilan radiativ (B) al suprafeei terestre se nelege diferena ntre radiaia primit i cea pierdutde suprafaa terestr; folosind intensitile B = Iprimit - Ipierdut Suprafaa pmntului primete radiaia solar direct (D), radiaia solar difuz (DIF), i contraradiaia atmosferic (CA). Suma radiaiilor solar direct i difuz constituie radiaia global (Q). Radiaia pierdut este constituit din radiaia terestr (T) i reflectat (R). B = ID+IDIF+ICA-(IT+IR) = IQ+ICA-IT-AIQ = IQ(1-A)-IEF26

Bilanul radiativ poate avea valori pozitive i negative, suprafaa se nclzete n primul caz, i se rcete n cel de al doilea. Calculul bilanului termic este greu de realizat deoarece unele componente sunt greu de determinat iar altele lipsesc n totalitate.

Bilanul radiativ al sistemului Pmnt-atmosferBilanul radiativ Pmnt-atmosfer a fost imaginat calculat i ulterior modelat de numeroi autori de renume. Cel mai clar pentru studentul ecolog pare a fi modelul unitar propus de H.J.Critchfield i a oglindit de Fig.3.3.

Fig.3.3 Schema bilanului radiativ general al sistemului Pmnt-atmosfer

Acest autor arat c suma radiaiilor primite de sistemul Pmnt-atmosfer este egal cu cea a radiaiilor cedate dar din totalul de 100% al radiaiei solare primite la limita superioar a atmosferei: 35% este reflectat; de ctre nori (24%), de ctre moleculele aerului atmosferic (7%) i de nsi suprafaa terestr (4%); 18% este absorbit de nveliul atmosferic luat n ansamblul su; 47% este absorbit de suprafaa planetar dup ce a traversat atmosfera sub forma radiaiei solare directe (23%) i respectiv a celei difuze (24%). Rezult c sistemul Pmnt-atmosfer reflect 35% din radiaia solar primit i absoarbe 65% (aceast component este reemis astfel: 60% de ctre atmosfer i 5% de ctre suprafaa planetar). Un bilan mai detaliat al proceselor energetice ale sistemului Pmnt atmosfer este prezentat n figura 3.4.

27

Fig.3.4. Bilanul energetic Pamnt atmosfer (C.D. Ahrens)

Din aceast figur se observ c energia ctigat de atmosfer (160 de uniti) compenseaz pierderile. n plus, media anual a energiei primite de Pmnt pe ntreaga suprafa (51 de uniti) i cea absorbit de atmosfer (19 uniti), compenseaz pierderea de energie prin radiaie de ctre Pmnt i atmosfer. Se observ ca Pmntul i atmosfera absorb energie nu numai de la Soare, dar i unul de la cellalt. Esenial nu este echilibrul, ct meninerea unei temperaturi medii constante sau cu variaii foarte mici n decursul unui an.

28

Cap.4. Temperatura aeruluiRadiaia solar este absorbit n proporie de 80% de suprafaa Pmntului; din aceast cauz, suprafaa solului se nclzete i, la rndul ei, transmite cldur straturilor de aer de deasupra sa, i straturilor de sol din adncime. Transmisia cldurii n sol se face n special prin conducie, pe cnd cea spre atmosfer, prin convecie i radiaie. Suprafaa terestr este o suprafa activ.

Scale de temperaturTeoretic, cea mai sczut temperatur posibil, numit i zero absolut, este temperatura la care nceteaz orice micare a atomilor i moleculelor. Aceast tempertur marcheaz teperatura de zero grade a scalei Kelvin, numit astfel dup cel care a introdus-o, lordul Kelvin (1824 1907). Ea este numit i scala de temperatur absolut, fiind folosit pentru calcule tiinifice, avnd avantajul c toate temperaturile ei sunt pozitive. Intervalul de un grad al scalei Kelvin este egal cu cel al celei mai folosite scale de temperatur n practic, scala Celsius. Aceast scal a nceput s fie folosit la sfritul secolului al 18 lea, fiind definit din considerente prcatice simple: temperatura de zero grade este temperatura la care nghea apa la presiune normal, iar temperatura de 100 de grade este temperatura la care fierbe apa la presiune normal. Relaia de legtur ntre temperatura exprimat n grade Kelvin i cea n grade Celsius este exprimat prin relaia simplificat T(K) = t(C) + 273. Scala Fahrenheit este folosit n prezent n special n Statele Unite, legtura dintre aceasta i scala Celsius fiind dat de relaia: t(C) = 5/9 (t(F) 32). n figura 4.1 este reprezentat relaia dintre cele trei scale pentru domeniul cel mai utilizat.

Fig.4.1. Relatia ntre scalele de temperatur29

Temperatura soluluiMsurtori n staia meteorologic In SM se msoar dou categorii de temperaturi la sol: (i) temperatura la suprafaa solului i (ii) temperaturile la diferite adncimi. Msurtorile se efectueaz pe un teren bine expus la RS amenajat, n partea sudic a platformei meteorologice, sub forma unui strat (solul spat, bine mrunit i nivelat). La suprafaa solului se msoar: temperatura la orele de observaie - cu termometrul ordinar, temperaturile maxim i minim n 24 ore - cu termometrul de maxim, respectiv, de minim. Termometrele se instaleaz orizontal pe suprafaa amenajat a solului, n aa fel nct rezervoarele lor s fie pe jumtate ngropate n sol. In adncime, temperatura se msoar cu termometrul cu tragere vertical (termometru cu inerie termic mare, cu tija de diferite lungimi, protejate de o teac metalic), la adncimi de 5, 10, 15, 20 cm. Factori care influeneaz regimul termic al solurilor Umezeala solului i gradul lor de tasare. Variaiile termice sunt mai mici n solurile umede, comparativ cu solurile uscate. Diferite lucrri agrotehnice au ca scop modificarea porozitii solului, deci a capacitii de umezire i aerisire, din care decurge apoi i modificarea proprietilor termice. Reducerea amplitudinilor termice (A=Tmax Tmin), a diferenelor mari de temperatur de la strat la strat - caracteristice solurilor uscate avantajeaz dezvoltarea plantelor cultivate. Culoarea, prin albedo-ul solurilor, influeneaz gradul lor de nclzire. Regimul termic al solului mai este influenat i de expoziia versanilor, covorul vegetal i stratul de zpad. In emisfera nordic, pe versanii cu expoziie sudic i sudvestic, solurile se nclzesc cel mai intens. Covorul vegetal mpiedic nclzirea solului n timpul zilei. Noaptea, covorul vegetal reduce rcirea solului. In acest mod, amplitudinea termic diurna solului scade, iar temperatura medie diurn rmne mai cobort dec n cazul solului dezgolit. Stratul de zpad are o influen asemntoare, n timpul iernii, datorit proprietilor sale termoizolatoare. In zona temperat, aciunea sezonier combinat a covorului vegetal i a stratului de zpad reduce amplitudinea termic anual a temperaturii de la suprafaa i din straturile superficiale ale solului. In cazul semnturilor de toamn, ngheul solului nu ptrunde adnc, dezgheul de primvar este accelerat, iar stratul de zpad, prin topire, asigur un plus de umiditate plantelor. Propagarea cldurii n sol Cldura de la suprafaa solului se transmite parial, prin conductivitate, n straturile mai adnci. Cantitile de cldur transmise scad proporional cu adncimea, astfel c valorile temperaturilor medii, maxime i minime, se reduc pe msur ce adncimea crete. Propagarea cldurii n profunzime se produce respectand cteva legi stabilite experimental de ctre J.Fourier. 1. Perioadele oscilaiilor termice sunt aceleai la toate adncimile (de o zi i de un an). 2. Cand adncimea crete n progresie aritmetic, amplitudinea oscilaiilor termice scade n progresie geometric. Deci, n sol exist la anumite adncimi straturi cu temperatura diurn i, respectiv, anual invariabil (constant).30

3. Momentele producerii temperaturilor maxime i minime ntrzie proporional cu adncimea. 4. Adncimile la care se amortizeaz oscilaiile de temperatur (adic la care A=0) cu perioade diferite sunt proporionale cu rdcinile ptrate ale perioadelor oscilaiilor respective. Notm cu h adncimea la care se amortizeaz oscilaia termic cu perioada de o zi i cu h cea la care se amortizeaz oscilaia anual; se poate scrie:h 1 1 = h' 365 19,1

Prin urmare, adncimea la care se sting oscilaiile termice anuale este de 19,1 ori mai mare dect adncimea la care se amortizeaz cele diurne. Deci, oscilaiile termice anuale se propag la adncimi mult mai mari dect cele diurne. In condiii reale, apar abateri de la legile lui Fourier determinate de neomogenitatea compoziiei i structurii solurilor. Variaia diurn i anual a temperaturii solului. Temperatura solului are o variaie diurn oscilatorie, cu o maxim n jurul orei 13 i o minim nainte de rsritul soarelui (la latitudinea rii noastre, acesta este regimul zilelor senine de var). Amplitudinea termic diurn (A=Tmax-Tmin) depinde de proprietile termice ale solului, de culoarea solului, de mersul vremii n cursul anului, de nebulozitate, de precipitaii, de covorul vegetal, de stratul de zpad i de expoziia versanilor. Nebulozitatea reduce insolaia, micoreaz rcirea nocturn, prin mrirea intensitii contraradiaiei, i, implicit, amplitudinea oscilaiilor termice diurne de la suprafaa solului; pe timp senin amplitudinea crete mult. La suprafaa solului n zona temperatdin emisfera nordic, variaia anual a temperaturii solului este o oscilaie cu o maxim vara i o minim iarna. La latitudini mijlocii, amplitudinea anual atinge valori de 25-30C. In zona temperat, aciunea sezonier combinat a covorului vegetal i a stratului de zpad reduce amplitudinea termic anual de la suprafaa i din straturile superficiale ale solului. Fenomenele de nghe i dezghe modific proprietile fizice ale solului. Efecte pozitive: afnarea solului, ceea ce i mrete porozitatea i capacitatea de nmagazinare a apei; sub stratul ngheat, umezeala solului crete datorit condensrii vaporilor de ap provenii din straturile mai adnci i mai calde.

Temperatura apei marineDatorit compoziiei sale, apa de mare are o cldur specific mare i deci o capacitate mare de a reine cldura. Apa poate fi considerat un acumulator de cldur pe care o distribuie zonelor nvecinate i determin micorarea amplitudinilor din zonele litorale. nclzirea i rcirea apelor este influenat de urmtorii factori : radiaia solar ntre suprafaa mrii i 1m adncime, este absorbit 80% din cantitatea de radiaie, restul de 20% nclzete stratul pn la aproximativ 50m; curenii cei orizontali transport apele dintr-o zon cald, iar cei verticali omogenizeaz apele prin amestec;31

vnturile; latitudinea; apele de pe continent.

Temperatura apei la suprafa Variaz ntre 232C, putnd ajunge n mrile tropicale pn la 36C. Temperatura medie pe glob a apelor oceanice este de 17,2C. Pe emisfere : n emisfera N, temperatura medie este de 19C, pe cnd n emisfera S este de 16C. Pe latitudine : zona ecuatorial : 2527C; zona temperat : 9,513C; zona circumpolar : 1,7C. Cele mai calde mri sunt : G. Persic cu 35C, M. Roie cu 34C, G. Mexic cu 32C. Temperatura prezint variaii zilnice i anuale. Variaiile zilnice se caracterizeaz printr-o maxim ntre orele 15h17h, i o minim ntre orele 4h8h. Amplitudinea are valori mici : 1C la ecuator i 0,1C la poli. Variaia anual se caracterizeaz printr-o maxim la sfritul lunii august i o minim la sfritul lunii februarie. Amplitudinea anual maxim se ntlnete la latitudini de 40N i este de 10C, datorit suprafeei mari ocupat de uscat n aceast zon. Se observ anomalii deosebite datorit curenilor, anomalii pozitive n vestul oceanelor i negative n est. Temperatura apei pe vertical Amplitudinea temperaturii scade cu adncimea, de la 10C la suprafa la 5C la 100m adncime. n mod normal, temperatura ar trebui s scad cu adncimea, dar sunt i excepii. Funcie de temperatur i variaia temperaturii n diferite straturi, se ntlnesc mai multe tipuri de stratificare termic. Stratificare termic direct Este caracteristic latitudinilor tropicale. 17,5 0 200 strat activ (import. ptr. submarine) 1500 23/1m strat de salt termic (termoclin) 25 t [C] strat cvasiomogen

H [m]32

Stratificare mixt Este caracteristic latitudinilor medii. Vara stratificare termic direct. Iarna stratificare termic invers.

17,4C 0 t[C] 200Iarna vara

1500 H [m] La latitudini polare se ntlnete stratificarea termic mixt, dar n jurul valorii de 0C. iarna H n Oc. ngheat i n jurul Antartidei apare o anomalie numit dileotermie. 0 -1,5-1,7 200 02 900 ape foarte reci Variaie euxinic (n M. Neagr). 50 vara 175 2 8 25 t t 0 t

vara

H [m]

33

Temperatura apei influeneaz clima suprafeei nvecinate i vietile din ea.

Temperatura aeruluiTemperatura aerului reprezint cel mai important factor climatic cu aciune patogen deoarece valoarea i variabilitatea sa determin reacii fiziologice care stimuleaz sau, dimpotriv, limiteaz capacitatea de efort a organismului uman i, n plus, ofer condiii propice pentru dezvoltarea agenilor patogeni. n mod normal, organismul uman este nzestrat cu un sistem propriu de reglare termic care face ca acesta s aib o temperatur intern constant (370,50C), permindu-i s efectueze activiti motrice independente de temperatura ambiental (homeotermie). Mecanismul termoreglrii umane funcioneaz pe principiul termostatului, controlnd permanent abaterile temperaturii corporale interne fa de pragul fiziologic de referin : 370C n zona central i 350C n zona periferic cutanat. n acest sens, cel mai important rol revine zonei centrale homeoterme reprezentat de cei doi centri nervoi pereche (cald-rece) de reglare termic din hipotalamus, care regleaz cuantumul produciei calorice obinute n urma arderilor. Prin urmare, n cazul n care temperatura corporal scade sub valoarea medie standard tolerat de organism (370C), se declaneaz mecanismul termogenezei care determin intensificarea arderilor metabolice n scopul prevenirii rcirii extreme a organismului (valoarea sa termic minim fiind de 240C). Dimpotriv, n situaiile n care temperatura intern crete peste valoarea medie admis (maximul atingndu-se la 40-41,50C), se activeaz mecanismul de termoliz care favorizeaz intensificarea transferului de cldur spre zona cutanat i, de aici, spre mediul extern. Sistemul pulmonar are rol funcional n cazul pierderilor externe de cldur prin procesele de respiraie. Cantitatea de cldur eliberat la nivelul epiteliilor pulmonare este cu att mai mare cu ct ritmul respiraiei este mai alert i devine critic dac temperatura aerului scade la valori negative (apreciindu-se c la 400 C pierderea caloric a plmnilor reprezint 1/5 din pierderea total). n fine, zona cutanat periferic (pielea) regleaz schimburile calorice cu exteriorul prin mecanisme de feed-back fiziologic care-i permit continua evaluare a toleranei termice a organismului uman, funcionnd ca tampon termic (mpiedicnd nclzirea sau rcirea excesiv a nucleului metabolic bazal), conductor termic (facilitnd transferul de cldur prin procese de conducie i convecie), comutator al stratului de esut adipos (impunnd eficiena termoizolatoare a acestuia) i organ efector al termolizei. Prin aciunea conjugat a celor trei elemente ale sistemului de termoreglare uman, cldura metabolic este meninut permanent n limite fiziologice normale n vederea asigurrii confortului termic necesar ntreinerii funciilor vitale ale organismului uman. Aceast stare corespunde zonei de neutralitate termic, n care ntreaga cantitate de cldur produs prin procesele metabolice oxidative este absorbit de mediul aerian nconjurtor, fr a fi necesar intervenia mecanismelor de termoreglare. n realitate, pragul fiziologic de confort termic depinde att de factori obiectivi (temperatura i umezeala aerului mpreun cu viteza vntului), ct i de factori subiectivi (sexul, vrsta, starea de sntate i experiena climatic trecut a indivizilor expui unui anumit mediu climatic).

34

n primul caz, starea de confort termic se individualizeaz ntre valorile de 18,5 - 19,50 C i 22,5 - 23,50 C ale temperaturii aerului msurat la termometrul umed i, respectiv uscat, dar dac inem cont i de influena umezelii aerului, atunci limitele acesteia se deplaseaz spre valori de disconfort cu att mai accentuate cu ct temperatura i coninutul n vapori de ap ai aerului inspirat sunt mai mari. n plus, n ecuaia determinist intervine i influena vntului care, prin valorile ridicate ale vitezei sale, scade pragul confortului termic prin amplificarea senzaiei de frig. De altfel, relaia corelativ dintre cei trei factori meteorologici de influen este sugestiv exprimat prin intermediul unor indici bioclimatici, cum ar fi cel al temperaturii echivalent-efective (TEE) care reprezint temperatura perceput n realitate de organismul uman, sau cel al puterii de rcire a aerului, care exprim aciunea combinat a temperaturii aerului i vitezei vntului asupra bilanului caloric al organismului uman, ale cror valori se calculeaz pe baza unor metode numerice sau grafice, permind stabilirea gradului de reactivitate termic a omului n funcie de suma condiiilor atmosferice prevalente. n acest sens, tabelul 1 surprinde doar cteva dintre posibilele relaii de echivalen dintre temperatura i umezeala aerului sau viteza vntului necesare organismului uman pentru a resimi starea de confort termic corespunztoare temperaturii efective (TEE) de 200 C (Teodoreanu E. i colab., 1984). n al doilea caz, starea de confort termic a subiecilor umani din diverse medii climatice depinde inevitabil i de factori subiectivi care variaz amplu de la o persoan la alta pentru acelai moment sau de la un moment la altul pentru aceeai persoan. n ansamblu ns, se consider c, atta timp ct zona de confort termic pentru un grup de oameni reprezint media zonelor individuale de confort ale tuturor membrilor grupului, pragul de confort termic trebuie astfel stabilit nct el s nglobeze nu numai influenele obiective, ct i pe cele subiective care sunt ns greu cuantificabile. Din acest motiv, limitele zonei de confort termic devin destul de flexibile, ele variind ntre valorile de 16,5 i 20,50 C ale temperaturii echivalent efective (TEE), corespunztoare celor de 18,5 i 24,50 C ale temperaturii aerului uscat. Sub aceste valori globale de confort termic predomin disconfortul prin rcire, exprimat prin stressul hipotermic, iar deasupra lor, disconfortul prin nclzire, exprimat prin stressul hipertermic. Tabel 4.1 Relaiile de echivalen dintre temperatura, umezeala aerului i viteza vntului corespunztoare TEE de 200 C. Temperatura Temperatura Umezeala Viteza vntului aerului uscat (0C) aerului umed (0C) relativ (%) (m/s) 22,0 16,5 58 0 23,0 14,7 40 0 23,0 17,5 60 0,5 24,0 13,2 37 0 24,0 18,0 56 1,0 24,0 24,0 100 2,5 25,0 16,0 38 1,0 25,0 18,1 51 1,5 25,0 20,0 63 2,0 25,0 23,2 84 3,0

35

n general, stressul bioclimatic total (ST) exprim gradul de solicitare biologic impus de un anumit tip de mediu climatic asupra organismului uman atacat simultan, la nivelul pielii i al plmnilor, de toi cei trei factori meteorologici anterior menionai i rezult prin nsumarea celor dou stressuri distincte, cutanat (SC) i pulmonar (SP), n relaia : ST = SC + SP. La scar planetar, ariile de stress bioclimatic total ocup suprafee foarte ntinse (zona de confort delimitat de izotermele de 15-200 C ale TEE ocupnd mai puin de 1/4 din suprafaa total a globului) i prezint o repartiie spaial extrem de eterogen ntre cele dou emisfere, dar dac n criteriile sale de evaluare s-ar ine cont n mod specific i de natura componentelor care l definesc, atunci tiparul su de distribuie teritorial s-ar complica foarte mult, n funcie de prevalena unuia sau altuia dintre factorii de stress. Stressul climatic pulmonar (SP) este determinat de influena umezelii aerului asupra schimburilor respiratorii ale plmnilor, considerndu-se c, acesta devine cu att mai acut cu ct presiunea parial (tensiunea) a vaporilor de ap inhalai n procesul inspiraiei, este mai puternic asupra mucoaselor cilor respiratorii. Valorile nestressante ale tensiunii vaporilor variaz ntre 7,5 i 16,4 mb, sub limita inferioar conturndu-se stressul de disconfort prin deshidratare, iar deasupra limitei superioare, stressul de disconfort prin hidratare. n acest caz, este important totui s menionm c stressul prin deshidratare este mai uor de suportat dect cel prin hidratare, astfel nct n patologia bolilor pulmonare, strile morbide specifice nregistreaz o evoluie periodic (sezonier), sau neperiodic (determinat de starea vremii) n funcie de oscilaiile termo-higro-barice ale atmosferei (Tabel 4.2).Tabel 4. 2 Variabilitatea meteorologic a bolilor pulmonare

Boala

Variaia neperiodic ( starea vremii) Rceala Dereglare: Activitate frontal -mecanism termoreglare (perioad foarte rece -permeab. de membran urmat de nclzire brusc) Gripa i Dezvoltarea i Umezeala relativ < strile gripale transmiterea viru-sului 50% Viteza redus a gripal la nivelul cilor vntului respiratorii Pneumonia Dezvoltarea virusului nclzire brusc n anotimpul rece Pneumococcus Bronita Puseuri acute Cea + Poluare Rcire atmosferic brusc Astmul Crize Rcire brusc aso-ciat bronic cu scderea presiunii atmosferice i creterea vitezei vntului Tuberculoza Hemoptizie Cldur opresiv datorat fhnului i undelor de cldur sau vreme rece i umed

Efecte patogene

Variaii periodice (incidena sezonier) Crete Sept Martie. Max : Feb - Martie. Crete Sept - Martie. Max : Dec Feb Max : Dec Feb Max : iarna Min : vara Crete : vara Max: toamna Max : Martie Aprilie Min : toamna

36

Stressul climatic cutanat se refer la senzaiile de cldur i de frig pe care le resimte epiteliul cutanat (tegumentul) n procesul termoreglrii, n funcie de temperatura i umezeala aerului sau viteza vntului. Intensitatea acestuia se exprim prin indicele omonim, ale crui valori oscileaz pe glob ntre 0 i 280 ; limita inferioar exprimnd starea de echilibru fiziologic indiferent, care nu reclam intervenia mecanismelor de termoreglare. Cu toate acestea, solicitarea termic prelungit poate determina nu numai diminuarea reaciilor specifice de adaptare, ci i blocarea funciilor fiziologice vitale, declannd o serie de manifestri clinice locale (cutanate) sau generale (sistemice) care se difereniaz ntre ele n funcie de sensul de aciune al stressului termic. A. Stressul hipertermic poate avea origine extern, cnd temperatura aerului crete peste valorile standard de confort termic sau cnd efectul su se combin cu cel al altor parametri meterologici (umezeala aerului i viteza vntului), sau intern, cnd excedentul caloric produs n urma efecturii unui lucru mecanic nu se mai poate evacua eficient n mediul extern. Pentru prevenirea efectelor sale hazardante, organismul uman dispune de dou eficiente modaliti de adaptare termic: termoliza care, prin intermediul sistemului endocrin, impune diminuarea produciei calorice metabolice, limitnd producia energetic a organelor interne specializate n acest scop (ficat, muchi, plmni) i transpiraia care, prin intermediul glandelor sudoripare, favorizeaz eliminarea n exterior a excesului de cldur metabolic acumulat n organismul uman. Amploarea consecinelor hipertermiei depinde de durata expunerii individuale la cldur i de gradientul schimbului caloric dintre organismul uman i mediul nconjurtor, iar strile patologice exprimate de acestea sunt : sincopa de cldur, deshidratarea, declorurarea i ocul termic. Sincopa de cldur, care reprezint o manifestare acut datorat creterii afluxului sanguin spre zona cutanat periferic, n detrimentul circulaiei cerebrale, se exprim prin ameeli, greuri i lein, dar efectul ei este reversibil; aclimatizarea producndu-se treptat prin expunerea repetat a organismului uman la cldur. Deshidratarea (epuizarea termic hipohidric) se instaleaz n urma pierderii, prin evaporare i transpiraie, a unei cantiti nsemnate de ap din organismul uman, iar gravitatea ei este evaluat n funcie de pierderea n greutate (%) a corpului, astfel nct o deshidratare de 2% este tolerat, dar menine senzaia de sete nepotolit; o deshidratare de 4 % determin o oboseal accentuat, cu semne de iritabilitate emoional prin apatie sau agresivitate; la o deshidratare de 0,6% apare senzaia de epuizare fiziologic; iar la 8 % se produc confuzii mentale. Pragul fiziologic maxim admis corespunde unei deshidratri de 15 % care provoac moartea, iar acesta poate fi atins, n condiiile unei totale lipse de ap, dup 10 zile n regiunile temperate i dup 15 ore n regiunile deertice (cu temperaturi > 350 C i umezeli relative < 20 %). Dac n asemenea caz, persoana afectat nu consum cel puin 5-11 litri ap / 24 ore i nu se sustrage stressului caloric prin retragerea ntr-o ncpere climatizat sau prin efectuarea de bi reci, atunci ocul caloric este iminent, iar moartea, sigur. Declorurarea (epuizarea termic hiposodic) se datoreaz pierderilor minerale excesive din timpul transpiraiei, accentuate de cele produse prin vrsturi i diaree produse ca urmare a colapsului caloric. Din fericire, acest sindrom are efecte reversibile n cazul refacerii fondului hidric (4-8 litri/zi) i sodic (20-30 grame sare/zi) al organismului uman; n caz contrar el evolund negativ, prin eliminarea excesiv a srurilor de Na, K, Ca i Mg care au fost extrase din circuitul funcional. Trdat de apariia cefaleei, inapetenei i oboselii accentuate, succedate de greuri, ameeli,

37

vrsturi i spasme, declorurarea poate determina rapida pierdere n greutate i, n final, moartea. ocul caloric (hiperpirexia termic) este cea mai sever form de manifestare a hipertermiei deoarece survine brusc, iar starea metabolic general se depreciaz fulgertor. Aceast stare patologic se dezvolt atunci cnd organismul uman nu mai este capabil s-i menin echilibrul caloric, datorit prbuirii mecanismelor sale de termoreglare n urma expunerii brute i ndelungate la cldur i umiditate crescut. Inhibarea transpiraiei, modificarea echilibrului hidro-electrolitic al metabolismului bazal i suprasolicitarea glandelor endocrine sunt cele mai frecvente fenomene patologice asociate ocului caloric care se manifest prin creterea brusc a temperaturii corpului (420 C) i deshidratarea exagerat a pielii, tulburri cardiovasculare i respiratorii i dereglri mentale (delir, halucinaii, furie) nsoite de convulsii i com i, n final, moartea. B. Stressul hipotermic se resimte n cazul expunerii ndelungate a organismului uman la frig, iar efectele sale pot fi contracarate sau diminuate prin reacii specifice de aprare i control. Dintre acestea, termogeneza reprezint cel mai eficient mijloc de lupt mpotriva frigului, prin sporirea produciei interne de cldur. Ea se realizeaz fie prin contracii musculare involuntare (frisonul), fie prin contracii voluntare (exerciiul fizic), dar primul se declaneaz reflex i se desfoar n dou etape : reflexul de protecie, care const n contracia reflex a vaselor sanguine din muchi i limitarea alimentrii lor cu oxigen i glicogen care, prin reflexul energetic, sunt dirijate spre grupele de muchi aflate n contracie de repaus, pentru a preveni amorirea acestora. Astfel, prin aciunea inhibitiv a frigului, cel puin aparatul locomotor va nregistra efecte patogene manifestate prin scderea general a acuitii micrilor, limitarea vitezei de reacie, diminuarea capacitii de coordonare a grupelor de muchi i reducerea vitezei de alternare dintre timpii de contracie i cei de repaus. De fapt, aceste disfuncionaliti fiziologice se declaneaz nu numai ca urmare a intensificrii termogenezei, ci i ca rezultat al procesului de amplificare a izolrii termice a organismului uman, exprimat prin modificarea sistemului de circulaie a sngelui i reducerea conductibilitii termice din esuturile celulare superficiale. Din nefericire, n cazul n care cele dou mecanisme specifice de termoreglare mpotriva frigului nu au randamentul necesar, organismul uman este expus unor riscuri termice cu efecte ireversibile, de tipul degerturilor sau strii hipotermice. Degerturile apar cel mai frecvent n cazurile n care, la temperaturi negative ale aerului, vaporii de ap, acumulai pe suprafaa pielii n urma proceselor de transpiraie, condenseaz brusc, determinnd scderea rapid a temperaturii zonei expuse. n studiile fiziologice efectuate se arat ns c degeraturile nu se datoreaz numai temperaturii sczute a aerului, ci i efectului adjuvant produs prin intensificarea vntului. Determinarea termic a acestui risc arat c el nu este posibil la temperaturi mai mari de -80 C, dar la 300 C devine permanent, iar uneori, el se poate produce i la temperaturi de 00 C asociate cu viteze ale vntului de 10 m/s. Repartiia spaial a riscurilor de producere a degerturilor contureaz un areal permanent n regiunea arctic, n lunile noiembrie-martie i n cea antarctic, n lunile aprilie-septembrie. Hipotermia se instaleaz n urma expunerii prelungite la frig, atunci cnd temperatura corporal scade sub limita pragului intern minim admis (370 C). n aceast situaie, organismul ncepe s reacioneze violent : frisoanele dobndesc intensitatea maxim, funciile fiziologice se degradeaz i scade voina de a supravieui, favoriznd instalarea strii de epuizare fizic. Majoritatea subiecilor i pierd cunotiina atunci

38

cnd temperatura lor intern coboar la 310 C, iar la 300 C manifest rigiditate muscular. Din acest moment, prin acumularea dioxidului de carbon n snge, apar tulburri ale ritmului cardiac, n urma crora inima i nceteaz travaliul, iar moartea intervine atunci cnd temperatura intern scade sub 240C.

Factori de variaie a temperaturiiCei mai importani factori de variaie a temperaturii sunt: 1. latitudinea; 2. distribuia solului i a apei; 3. curenii oceanici; 4. altitudinea. Modul n care latitudinea influeneaz temperatura medie anual poate fi vzut n fig.4.2, n care este reprezentat distribuia medie multianual a temperaturilor la nivelul ntregului glob terestru.

Fig.4.2. Distribuia medie multianual a temperaturilor la nivelul ntregului glob terestru

Temperatura medie anual pe glob este de 14,3C. Pe emisfere: n cea nordic este de 15,2C iar n cea sudic este de 13,3C. Valorile medii maxime se gsesc de-a lungul paralelei de 10N (numit ecuatorul termic). La solstiiul de var al emisferei nordice, ecuatorul termic se gsete la 20N. Vara emisfera nordic este mai clduroas dect emisfera sudic cu 1,6C pentru c suprafaa de uscat este mai mare. Iarna emisfera nordic este mai rece dect emisfera sudic, din aceleai considerente. Partea de vest a oceanelor este mai cald dect partea de est a acestora (este vorba despre temperatura aerului), datorit curenilor calzi. La nivelul rii noastre, influena latitudinii exist, ns nu este foarte important. n general, zona de sud este mai cald, ns acest lucru se datoreaz i rliefului, preponderent cmpie. Dup cum se poate vedea i din figura 4.3, o influen deosebit asupra temperaturilor medii o are relieful (altitudinea). Prezena Mrii Negre influeeaz destul de mult temperaturile din zona litoral, influena observndu-se ns n funcie de sezon, vara temperaturile fiind mai sczute, iar iarna mai ridicate. La nivelul unui an ns, variaiile nu mai sunt semnificative. Temperatura prezint dou tipuri de variaii : zilnice i anuale.

39

- Variaia zilnic se caracterizeaz printr-o maxim n jurul orelor 14.00 i o minim nainte de rsritul Soarelui. Diferena dintre temperatura maxim i cea minim se numete amplitudine diurn. Valorile cele mai mari ale amplitudinii diurne se nregistreaz n zona tropical a deerturilor, 3540C. Valoarea cea mai mic a amplitudinii se nregistreaz n zona polar, 3C. La suprafaa oceanelor aceste variaii sunt mai reduse, 2025C n zona tropical i aproape deloc (1C) n zonele polare.

Fig.4.3. Temperaturile medii anuale la nivelul Romniei

- Variaia anual se caracterizeaz printr-un maxim n luna iulie i un minim n luna ianuarie (pentru emisfera nordic). Deasupra bazinelor oceanice, maxima este n luna august iar minima este n luna februarie. Diferena dintre mediile lunii celei mai calde i ale lunii celei mai reci se numete amplitudine anual. Aceast amplitudine variaz n funcie de latitudinea locului, durata zilei i a nopii, natura suprafeei terestre i gradul de acoperire cu vegetaie. Amplitudinea anual cea mai mare se nregistreaz n zona polar, aproximativ 65C la uscat i 40C n zona litoral. Valoarea minim a amplitudinii se gsete la Ecuator, 45C la uscat i 12C pe litoral. La Ecuator ziua este egal cu noaptea, i nu exist dect un singur anotimp. Din punct de vedere al variaiilor anuale, exist patru tipuri ale mersului (variaiilor) anuale: - tipul ecuatorial dou maxime dup echinocii i dou minime dup solstiii, cu amplitudini de 17C; - tipul tropical un maxim dup solstiiul de var i un minim dup solstiiul de iarn, cu amplitudini de 520C; - tipul subtropical cu o perioad de patru luni cu temperaturi ridicate i precipitaii abundente i opt luni de secet i valori ale amplitudinii ce depesc 30C; - tipul zonei temperat-polare un maxim vara i un minim iarna, cu diferene mari de temperatur de la vest la est. Amplitudinea variaz ntre 1050C.

40

Cap.5. Presiunea atmosferic i circulaia general a aeruluiPrin presiune atmosferic se nelege greutatea cu care apas o coloan de aer cu seciunea de 1cm2 i cu nlimea considerat de la nivelul la care se face determinarea i pn la limita superioar a atmosferei. Toricelli este primul care a evideniat presiunea atmosferic. Presiunea atmosferic variaz de la o zon la alta n funcie de latitudinea geografic i de temperatura aerului. Presiunea variaz invers proporional cu temperatura. Unitatea de msur a presiunii n SI este pascalul (Pa) sau N/m2. n practic, se folosete o gam larg de uniti de msur. n meteorologie, unitatea cea mai des folosit de hectopascalul (1 hPa = 100 Pa). Alte uniti utilizate sunt milimetrul coloan de mercur (mmHg) sau milibarul (mb). Relaiile de coversie sunt: 1 mmHg = 1,333224 hPa 1 mb = 1 hPa Se consider presiune normal presiunea de 1013,25 hPa (760 mmHg) la nivelul mrii la temperatura de 0C i la latitudinea de 45. Presiunea prezint tipurile de variaii : pe vertical, periodice i neperiodice. Variaia pe vertical Presiunea scade cu altitudinea. Scderea nu este liniar ci exponenial la creterea nlimii n progresie aritmetic, presiunea scade n progresie geometric. Treapta baric reprezint valoarea nlimii cu care trebuie s ne ridicm sau s coborm pentru ca presiunea s varieze cu 1 hPa.

8000 (1 + t ) , p unde : p = presiunea ; = coeficientul de dilatare al gazelor (0,04) ; t = temperatura din momentul respectiv ; 8000 = constant convenional h=Fig.5.1. Modul de variaie a presiunii cu altitudinea

Variaiile periodice Variaiile zilnice Se caracterizeaz prin dou minime i dou maxime. Pentru zona ecuatorial i tropical, minimele se produc la ora 400 i la 1600 iar maximele la 1000 i la 2200. Amplitudinea zilnic este de 3 mb.41

Maree barometric tipul de variaie caracteristic zonelor tropicale. Este un element foarte important n navigaie deoarece este un semn al apropierii unui ciclon tropical, n momentul abaterii de la ora la care trebuie s se produc variaia. La latitudini temperate i polare producerea maximelor i minimelor este dereglat de condiiile locale i schimbrile neprevzute de vreme (0,3 mb la latitudini polare i 0,7 mb la latitudini temperate). De asemenea mai influeneaz i anotimpurile : nu se mai pstreaz intervalul de 12 h.

Fig.5.2. Exemplu de hart baric

Variaiile anuale Se caracterizeaz printr-un maxim i un minim n funcie (i diferit de la producere) de caracteristica suprafeei terestre, uscat-ocean. n zonele litorale mai poate aprea o maxim la sfritul toamnei atunci cnd apa este nc rece, i o minim la sfritul primverii. vara p. minim p. maxim iarna p. maxim p. minim

uscat ocean

Valorile amplitudinii anuale cele mai mari sunt n zona subpolar (20 mb). Variaia presiunii la suprafaa pmntului se materializeaz pe hart cu ajutorul izobarelor. Aceste izobare se traseaz prin interpolare din 4 n 4 mb, din 5 n 5 mb sau din 10 n 10 mb.42

Izobarele sunt linii curbe nchise care nchid n interior un centru de maxim presiune sau de minim presiune. Centrii de maxim presiune se numesc anticicloni (M, B, H) marcndu-se pe hart cu albastru, iar centrii de minim presiune se numesc depresiuni (D, H, L), (ciclon este o denumire improprie). Trasarea i marcarea centrilor barici pe o hart meteorologic reprezint relieful baric al respectivei suprafee. Un exemplu de hart baric este prezentat n figura 5.2.

Variaia presiunii aerului pe orizontalPresiunea atmosferic difer de la un loc la altul, iar aceste variaii nu se datoreaz ntotdeauna diferenelor de altitudine. Meteorologii sunt mai interesai de variaiile presiunii aerului determinate de ali factori dect altitudinea. Staiile meteorologice fac n mod curent o corecie de altitudine a msurtorilor de presiune atmosferic i obin, ca urmare, acea valoare a presiunii atmosferice care s-ar msura dac staia ar fi situat la nivelul mediu al mrii (corecia este numit reducere la nivelul mrii, iar valoarea obinut, presiune redus). Dup ce toate staiile fac aceast reducere la nivelul mrii, presiunea atmosferic variaz de la un loc la altul i prezint fluctuaii de la o zi la alta i chiar de la o or la alta. Dei fluctuaiile spaiale i temporale ale presiunii atmosferice la suprafaa terestr (reduse la nivelul mrii) sunt relativ mici, ele pot s nsoeasc modificri importante ale vremii. La latitudini mijlocii, vremea este dominat de o procesiune continu a unor mase de aer diferite care determin schimbri ale presiunii i ale vremii. O mas de aer este un volum uria de aer care este relativ uniform ca temperatur i concentraie a vaporilor de ap. Atunci cnd o mas de aer se deplaseaz dintr-un loc n altul, presiunea la suprafaa terestr scade sau crete i vremea se schimb. Ca regul general, vremea se nrutete atunci cnd presiunea scade i se nbuntete cnd presiunea crete. De ce unele mase de aer exercit o presiune mai mare dect alte mase de aer ? Un motiv ar fi diferena ntre densitile aerului determinate de diferenele de temperatur, sau de diferenele n coninutul de vapori de ap, sau din ambele motive. Scderea densitii aerului are ca urmare micorarea presiunii exercitate de ctre aer. Aerul cald este mai uor (mai puin dens) dect aerul rece i, ca urmare, exercit o presiune mai mic. Molecula vaporilor de ap este mai uoar dect masa medie a moleculelor gazelor care compun aerul atmosferic. Cnd moleculele de ap ajung n aer prin evaporare, ele nlocuiesc molecule mai grele i fac amestecul mai uor. Deci, cu ct este mai mare coninutul n vapori de ap al aerului, cu att aerul este mai puin dens. La volume i temperaturi egale, o mas de aer umed exercit o presiune mai mic dect o mas de aer relativ uscat. Masele de aer rece i uscat sunt nsoite de presiuni ma