fizica atmosferei - dwnld
Post on 08-Apr-2018
250 Views
Preview:
TRANSCRIPT
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
1/131
1
1. STRUCTURA I COMPOZIIA ATMOSFEREI
Fizica atmosferei este acea parte a fizicii care se ocup cu studiul structurii i compoziiei
atmosferei terestre i a fenomenelor fizice i proceselor din atmosfer (micarea i circulaia
maselor de aer, transformri de stare ale apei, propagarea undelor de diferite tipuri, etc.). n cadrul
fizicii atmosferei exist mai multe capitole, n care se studiaz diferite aspecte ale fizicii
atmosferei: statica, termodinamica, dinamica, electricitatea i optica atmosferic, meteorologia i
aeronomia (ultima este tiina ce se ocup cu studiul atmosferei nalte i medii). Fizica atmosferei
este strns legat de celelalte tiine care studiaz Pmntul (geofizica, geodezia, chimia proceselor
terestre i a celor atmosferice). Dezvoltarea ei s-a datorat iniial, n mare parte, necesitii de a
cunoate i de a prevedea vremea, ce se definete ca fiind starea atmosferei la un moment dat.Metodele experimentale de studiu a atmosferei folosesc tehnici de la cele mai simple (giruete,
pluviometre) pn la cele mai complicate (satelii, radiolocaie). Ca orice studiu, fizica atmosferei
are o finalitate i anume rezolvarea unor probleme practice legate de activitatea uman, cum ar fi:
nelegerea, dirijarea i controlul unora din fenomenele atmosferice pentru a le folosi n scopuri
practice, previziunea fenomenelor meteorologice globale (seceta, inundaii, riscuri de ntrerupere a
telecomunicaiilor) sau locale (ceaa, grindina), amplasarea unor obiective civile astfel nct s
reduc la maxim impactul negativ al acestora asupra mediului nconjurtor.
1.1 STRUCTURA ATMOSFEREI
Datorit variabilitii mari a temperaturii, compoziiei, dinamicii atmosferei, exist mai
multe criterii de clasificare a structurii sale.
Un prim criteriu, cel mai folosit, este modul de variaie a temperaturii cu altitudinea. Se
definete gradientul vertical de temperatur ca fiind variaia temperaturii pe unitatea de nlime:
dz
dT= . (1.1)
In funcie de valorile lui , atmosfera se mparte n cteva straturi orizontale, fiecare dintre
ele caracterizate de o anumit variaie a temperaturii cu nlimea. Acestea sunt (fig.1.1):
troposfera, cuprins ntre 0 i 10 (poli) 18 (ecuator) km stratosfera, cuprins ntre 12-15 i 45-55 km mezosfera, cuprins ntre aproximativ 50 i 80-85 km termosfera, cuprins ntre 80 i 800 km
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
2/131
2
exosfera, la altitudine mai mare dect 800 km.Un alt criteriu de divizare a atmosferei este omogenitatea acesteia. Atmosfera este omogen
sub aproximativ 100 km, zon numit homosfer, i heterogen la altitudini mai mari, strat care se
numete heterosfer. Aici densitatea mic a aerului duce la fracionalitatea constituenilor gazoi.
1.1.1 Caracteristicile straturilor atmosferice
Troposfera este cea mai joas ptur a atmosferei i vine n contact direct cu suprafaa
Pmntului. Temperatura scade treptat, de la o medie de 10 C pn spre valori de -50C.
Gradientul temperaturii este aproximativ 6 7 C/km. n troposfer se gsete cea mai mare parte
a vaporilor de ap. Aici se formeaz norii, precipitaiile, ceaa.
Temperatura (K)
Troposfera
Stratosfera
Mezosfera
Termosfera
Stratopauza
Tropopauza
Altitud
inea(km)
Mezopauza
Fig. 1.1 Variaia temperaturii n atmosferi primele patru straturi atmosferice.
Exosfera se afl la altitudini mult mai mari iar temperaturile sunt, de asemenea,mult n afara scalei alese.
La rndul ei, troposfera se mparte n:
stratul inferior (0-2 km) sau stratul limit planetar, n care are loc micareaturbulent a aerului, schimburile active de cldur, transformrile importante de
faz.
stratul mijlociu (2-7 km) n care umiditatea scade mult astfel nct masele noroasece se formeaz aici aduc precipitaii slabe
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
3/131
3
stratul superior (7-12 km) n care umiditatea este i mai sczut, temperatura estedeja mult sub 0 C i norii sunt formai numai din gheai nu aduc precipitaii.
Zona de tranziie dintre troposfer i stratul superior se numete tropopauz, unde
temperatura este constant, aproximativ -50C.
n straturile inferioare ale stratosferei temperatura este sczut ns crete rapid pe msurce altitudinea crete, atingnd la limita superioar valori de 10-20C. Termenul de stratosfer
sugereaz existena straturilor. Compoziia chimic difer de cea a troposferei, n primul rnd
datorit prezenei ozonului, care se afl (aproape) n totalitate n stratosfer. Acesta este
rspunztor pentru nclzirea stratosferei superioare, care are loc ca urmare a faptului c este el
este caracterizat de existenei unor linii puternice de absorbie a radiaiei UV i IR care provine de
la Soare. Vaporii de ap sunt n cantiti reduse. Un fenomen specific este prezena, n jurul
altitudinii de 25 km, a unor starturi subiri de nori sidefii, formai din ap suprarcit. Gradientulnegativ de temperatur (temperatur mai mare n straturile de la altitudine mai mare) face ca
stratosfera s fie relativ stabil n sensul c turbulenele i dezvoltarea micrilor verticale ale
aerului sunt limitate. Stratosfera este separat de mezosfer prin stratopauz.
Regiunea dintre troposferi mezosfer se numete atmosfera medie, troposfera este situat
n atmosfera joas iar mezosfera i termosfera constituie atmosfera nalt.
n mezosfer presiunea este de 200 de ori mai mic dect cea de la suprafaa Pmntului iar
temperatura scade rapid cu nlimea, ajungnd la -70C n apropiere de 80 km, astfel nct naceast regiune gradientul vertical al temperaturii este mare. Ca urmare, dinamica atmosferic este
foarte activ, astfel nct vnturile pot atinge valori foarte mari, de sute de km/h. n partea
superioar se ntlnesc norii argintii formai din particule de ghea. Mezopauza, zona de tranziie
dintre mezosferi termosfer, este o regiune n care proprietile atmosferei, att n ce privete
compoziia ct i n ce privete desfurarea proceselor atmosferice, se modific esenial.
Termosfera este un strat cu proprieti mult diferite de cele ale straturilor de dedesubt,
prezentate mai sus. Deoarece radiaia solar este puternic absorbit la altitudini mari, temperatura
crete repede, ajungnd la 1500C astfel nct gradientul vertical al temperaturii este negativ.
Compoziia aerului se modific radical ca urmare a ionizrii puternice datorate componentei UV
din radiaia solar, ce are ca efect disocierea moleculelor de O2, CO2, NO i apariia gazelor
atomice. n plus componenta ionizat, rezultatul fotoionizrii i al altor procese de ionizare
(schimb de sarcin, etc.), devine din ce n ce mai important. Ca urmare, densitatea particulelor
ncrcate electric crete cu nlimea, componenta neutr devine din ce n ce mai puin reprezentat
iar procesele atmosferice sunt dominate de componenta ionizat adic de plasma ionosferic. Cel
mai spectaculos exemplu al unui astfel de proces este aurora polar, care are loc n termosfera
joas (la 100-150 km). Mai puin spectaculos, ns de o importan covritoare, este fenomenul de
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
4/131
4
transmitere a undelor radio la distane mari, care are la baz reflecia acestora pe diferite straturi
ionosferice.
n sfrit, exosfera, stratul ultim al atmosferei, separat formal de termosfer prin
termopauz, este caracterizat de temperaturi foarte mari. Atracia gravitaional la altitudinile
corespunztoare exosferei scade mult, astfel nct particulele de gaz se mprtie n spaiul cosmic,fenomen denumit disipaie. Componenta neutr este practic nul iar densitatea este extrem de mic
(distana dintre dou particule este n jur de 100 km!).
1.1.2Formarea i evoluia atmosferei
La nceputurile istoriei sale (cu multe milioane de ani n urm), Pmntul era format din gaz
i praf solar. n urma ciocnirilor cu meteori sau comete. ncet, ncet, metalele grele (nichel sau fier
s-au adunat, formnd nucleul planetar, n timp ce elementele mai uoare, care conin carbon, aurmas la suprafa. Pe msur ce masa planetar a nceput s creasc gazele grele au nceput s fie
captate n procesul de solidificare a rocilor. Gazele uoare captate de Pmnt, adic metanul,
amoniacul i hidrogenul au rmas la suprafa, formnd atmosfera originar a Pmntului, complet
lipsit de oxigen. Radiaia UV emise de Soare, foarte intens la nceput, a avut ca efect ruperea
moleculelor de metan sau amoniac i eliberarea de hidrogen, care, fiind foarte uor, nu a putut fi
reinut n atmosfer. Gazele care fuseser captate sub suprafaa terestr au nceput s fie eliminate,
mai ales ca urmare a erupiilor vulcanice, astfel nct n atmosfer au nceput s se acumulezebioxidul de carbon, azotul i vaporii de ap. Ca urmare a condensrii acestora din urmi a ploilor
grele i de lung durat s-au format oceanele. Cantiti mari de bioxid de carbon au fost astfel
ndeprtate din atmosferi transportate n roci sau n apa oceanelor. Prin fotoliza vaporilor de ap
i a CO2 s-a format oxigenul, la nceput n cantitate mic. Se crede la ora actual c viaa a aprut
n oceane sub forma unor tipuri de bacterii care supravieuiesc doar n medii lipsite de oxigen.
Abia dup ce au aprut primele forme de alge a nceput acumularea de oxigen n atmosfer, ca
produs rezultat n urma fotosintezei. n acelai timp acelai proces de fotosintez a dus la scderea
dramatic a procentului de CO2i la nlocuirea acestuia cu oxigen.
1.2 COMPOZIIA ATMOSFEREI
1.2.1 Mrimi caracteristice gazelor
concentraia volumic procentual, cV, a unui component gazos i, reprezintraportul dintre volumul ocupat de acesta i volumul ocupat de aer n aceleai
condiii:
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
5/131
5
aer
iV
V
Vc = [%] (1.2)
Aceast mrime se mai msoari n ppmv, pri volumice per milion.
concentraia masicprocentual, cm, este raportul dintre masa componentului gazosi i masa aerului:
aer
im
m
mc = [%] (1.3)
Relaia dintre cele dou concentraii este:
V
aer
im cc
= .
presiunea parial, pi, a unei componente gazoase, este presiunea gazului respectivdac ar ocupa singur ntreg volumul aflat la dispoziie. Gazele atmosferice respectlegea lui Dalton: orice component gazos al unui amestec de gaze ideale se distribuie
ntr-un volum dat independent de prezena celorlali componeni.
aeri
ii
V
TRmp
= (1.4)
aera
aa
V
TRmp
= (1.5)
Din (1.3) i (1.4) rezult:aerVi pcp =
concentraia particulelor de tip i, ni, adic numrul de particule din unitatea devolum.
i
ii
V
Nn = [m-3] (1.6)
1.2.2Aerul atmosferic
Aerul atmosferic este un amestec de gaze a crui compoziie variaz cu altitudinea. n
cmpul gravitaional al Pmntului moleculele de aer tind s cad, n timp ce datorit agitaiei
termice molecule de aer tind s se mprtie. Ca urmare, aerul atmosferic are o distribuie vertical
descris cel mai simplu printr-o lege exponenial de scdere a densitii cu nlimea. Limita
inferioar a acesteia este constituita din suprafaa Pmntului, unde densitatea este maxim, n
timp ce limita superioar se situeaz formal la 2000 km. Masa atmosferei este apreciat la 5 . 105 t,
ceea ce reprezint aproximativ o milionime din masa Pmntului i 1/300 din cea a hidrosferei.
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
6/131
6
Aerul natural are o mas molar medie de 28.9 kg/kmol i are n compoziie gaze de diferite
tipuri, care, dup timpul lor de via, se mpart n:
gaze permanente, al cror timp de via este practic infinit, reprezentate de gazelenobile (inerte din punct de vedere chimic):Ne,Ar,Kr,Xe
gaze cvasipermanente, al cror timp de via este de ordinul miilor de ani: N2, O2,He
gaze cu variaie lent, al cror timp de via este de ordinul anilor/lunilor: CO2, CO,H2, CH4, O3,N2O
gaze cu variaie rapid, al cror timp de via este de ordinul zilelor: SO2,H2S,NO,NO2,NH3
Tabel 1.1. Compoziia natural a aerului
Constituent Concentraia volumic
procentual
Masa
molar
Nitrogen (N2) 78.08 28.01
Oxigen (O2) 20.95 32.00
Argon (Ar) 0.934 39.95
Dioxid de carbon (CO2) 0.036 44.01
Neon (Ne) 0.00182 20.18
Heliu (He) 0.000524 4.00
Metan (CH4) 0.00015 83.8
Kripton (Kr) 0.000114 131.3
Hidrogen (H2) 0.00005 2.02
1.2.2.1Componenii principali
Masa atmosferei este concentrat n proporie de aproape 99.9 % sub altitudinea de 100 km;
mai mult de 90% din atmosfer se afl sub 20 km altitudine. Constituenii principali sunt:
Azotul molecular,N2, cu o concentraie volumic medie de 78%, care este un gazpasiv a crui proporie rmne nemodificat pn spre 100 km. La altitudini mai
mari el disociaz sub aciunea radiaiilor solare i se transform n gaz atomic.
Oxigenul molecular, O2, ce ocup 21% din aerul atmosferic, cu rol important din punct de vedere fizic n absorbia componentei UV din radiaia solar. Oxigenul
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
7/131
7
molecular disociazi el i, n urma reaciei dintre oxigenul atomic i cel molecular,
formeaz ozonul.
Argonul,Ar, n concentraie de 0.9%, care este un gaz nobil, inert.1.2.2.2Componenii minori (Urme)
Componenii principali nsumeaz 99.9% din aerul atmosferic (pentru altitudini de pn la
100 km). Restul de 0.1% este reprezentat de totalitatea celorlali constitueni gazoi, care includ
vaporii de ap, bioxidul de carbon (CO2), ozonul (O3), metanul (CH4), neonul (Ne), heliu (He) i
oxizi ai azotului.
Dioxidul de carbon, CO2, este un component natural al aerului, n concentraie volumic de
0.03% sau 300 ppmv. El absoarbe i radiaz energia termic n spectrul IR al acesteia. Acesta este
inert din punct de vedere chimic departe de suprafaa terestr. El este produs n mod natural la
suprafaa terestr ns i ca urmarea a activitilor umane. Arderile de combustibil au mrit
concentraia de CO2 din atmosfer. Se pare c creterea acestui constituent se situeaz la un nivel
de 15% n ultima jumtate de secol. Este tiut c acest gaz are proprietatea de a absorbi radiaia
emis de Pmnt i deci are efect de ser. Cu ct concentraia sa este mai mare cu att efectul de
ser devine mai important. Una din consecine este, se pare, creterea temperaturii globale din
ultimii ani, despre care unii oameni de tiin afirm ca se va accentua n viitor.
Vaporii de ap sunt cea mai important dintre componentele tip urm. Acetia sunt
concentrai ntr-un strat subire adiacent suprafeei Pmntului, de cca 2 km, ntr-un raport de
amestec de aproximativ 20 g/kg (definirea raportului de amestec se gsete n capitolul urmtor).
Apa este prezent n atmosfer sub toate formele posibile, lichid, solidi gazoas, i genereaz
cea nori, ploaie, ninsoare. Distribuia ei este foarte variabil att n spaiu (pe orizontal i
vertical) ct i n timp i depinde de relief, anotimp, localizare geografic, dinamica atmosferei,
etc. Concentraia apei (n spe a vaporilor de ap) variaz de la aproximativ 3% la suprafaa
Pmntului (ct este n ceaa cald) pn la 4-6 ppmv, sau 0.0004 0.0006 % n stratosfer.
Concentraia de vapori de ap variazi cu latitudinea, avnd maximul la Ecuatori descrescnduor ctre poli, unde concentraia lor este foarte mic (raport de amestec sub 5 g/kg). este un
element foarte important n nelegerea fenomenelor meteorologice i a climatului. Vaporii de ap
sunt activi din punct de vedere fizic, absorb i radiaz energia termic (energia radiativ din
domeniul IR) de la suprafaa Pmntului. Ei sunt elementul esenial n formarea norilor din
troposfer, n activarea i formarea unor particule din stratosfer, cum ar fi aerosolii i un anumit
tip de nori ce se formeaz la temperaturi foarte joase, norii polari stratosferici.
Ozonul, O3 este de o importan vital pentru omenire deoarece absoarbe radiaia UVduntoare, din domeniul 200-300 nm, mpiedicnd-o astfel s ajung la suprafaa Pmntului. Se
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
8/131
8
pare c ozonul a jucat un rol definitoriu n formarea atmosferei actuale a Pmntului. El se gsete
n proporie neglijabil n troposfer (0.000005 % sau 0.05 ppm) i atinge un maxim de
concentraie ce poate ajunge pn la valori de cca 10 ppm la altitudini de 20-30km, n stratosfera
joas. n acest interval de altitudini oxigenul molecular disociaz sub aciunea radiaiei UV, iar
oxigenul atomic rezultat interacioneaz cu cel molecular, dnd natere moleculei de ozon,O3.Cantitatea total de ozon dintr-o coloan vertical se exprim n uniti Dobson (UD), care este
msura grosimii ozonului din coloana respectivi reprezint nlimea, exprimat n miimi de
cm, pe care ar avea-o acea coloan dac tot ozonul ar fi adus lng suprafaa terestr la
temperatura i presiunea standard (0C i 1 atm). nlimea coloanei n acets caz ar fi de ordinul 1
4 mm. Valorile astfel exprimate variaz ntre 250 UD la Ecuatori 400 UD la latitudini mari la
echinox (primvara n emisfera nordic, toamna n cea sudic)
Ca urmare a aciunii radiaiei UV oxigenul molecular disociaz n oxigen atomic, care apoise recombin cu cel molecular formnd ozonul, dac exist un al treilea component (N2 or O2, cele
mai abundente dou molecule din atmosfer) care s preia excesul de energie eliberat prin aceast
reacie.
O2 + h 2 O
O2 + O + A O3 + A.
Mai departe, tot sub aciunea radiaiei UV, ozonul se rupe n oxigen molecular i oxigen
atomic.O2 + h O O2 + 2 O
Timpul de via al ozonului variaz mult cu altitudinea. n stratosfera joas acetsa este de
cteva sptmni i, deorece este mult mai mare dect scala temporal a micrilor atmsoferice
care este de 1 zi, distribuia este controlat mai ales de dinamica stratosferic. n troposfer ozonul
este distrus rapid i la fel se ntmpli n stratosfera superioar.
Prezena ozonului este i cauza nclzirii puternice a stratosferei. Dei ozonul se afl ntr-un
proces permanent de creaie i distrugere, concentraia de ozon este relativ constanti atinge la
altitudinea de 30 km, concentraii n jur de 5 x 1012 cm-3. Exist variaii importante ale cantitii de
ozon care se datoreaz mai ales fenomenelor de transport i, n mai mic msur, celor chimice.
Ozonul este produs i la suprafaa Pmntului, n dou moduri: arderea de biomas (arderile din
agricultur, pduri, jungl, savane, cmpii) i interaciunea dintre fumul industrial i radiaia
solar. Ozonul, a crui existen n stratosfer este vital, datorit capacitii sale de a absorabe
aproape n totalitate radiaiile UV, este duntor dac se afl n concentraii crescute la nivelul
troposferei datorita aciunii sale nocive asupra organismelor.
Metanul, CH4, se afl ntr-o proporie de cca. 1.7 ppmv i este concentrat n stratul inferior
al atmosferei. n apropierea surselor de metan exist zone care cu concentraii crescute de metan,
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
9/131
9
ns amestecul vertical este lent i limiteaz transportul metanului la altitudini mai mari sau n
zonele cu concentraii sczute. Metanul are timp de via lung i este distrus n urma reaciei cu
radicalul hidroxid OH.
Compuii azotului, NO i N2O, sunt produi naturali ai proceselor bacteriene din sol. Ei
rezult ns i ca urmare a activitilor umane de fertilizare a solurilor i de ardere acombustibililor fosili, procese care pot furniza pn la 25% din cantitatea total de oxizi de azot
din atmosfer. NO are rol n distrugerea catalitic a ozonului iar N2O are efecet de sear, ns mult
redus fa de vaporii de api CO2.
Gazele rare, neonul i heliul, sunt gaze inerte i se afl n concentraii de 20 ppmv,
respectiv 5ppmv.
O parte din componenii minori prezentai mai sus (CO2, vaporii de ap, metanul) precum i
altele produse artificial (clorfluorcarbon CFC) sunt gazele de ser deoarece sunt active ndomeniul absorbiei energiei radiaiei solare din domeniul de lungimi de und mici, UV i
mprtierii ei sub forma radiaiei de lungime de und mare, IR (energia termic).
1.2.2.3Aerul poluat
O component ce nu exist n mod natural n atmosfer sunt gazele industriale de tipul
clorfluorcarbon (CFC-10, 11 12), care sunt eliberate n atmosfer mai ales din anii 1950, cnd a
nceput folosirea lor pe scar larg. Aceste gaze sunt antropice i sunt stabile n troposfer.
Deoarece nu sunt solubile n ap nu sunt ndeprtate prin cderea precipitailor (proces care, dup
cum se v arat n capitolul 5, este un proces eficient de curare a atmosferei). Prezena lor n
atmosfer are un impact negativ puternic asupra concentraiei de ozon. Deoarece speciile acetsea
au timp lung de via, ele sunt transportate prin procesele convective verticale n stratosfer, unde
sunt disociate sub aciunea radiaiei UV. Clorul produs astfel cu O3 pe care l distruge. Se pare c
acesta este un proces important n scderea stratului de ozon de deasupra Antarcticii, dei cercetri
mai noi arat c dinamica stratosferic (evident independent de activitile umane) i norii foarte
nali din atmosfer par s joace un rol cel puin la fel de important.Creterea concentraiei uneia dintre componentele existente n mod natural n atmosfer sau
apariia altei componente, create n mod artificial, reprezint fenomenul de poluare. Componentele
poluante sunt primare, produse prin emisii directe, sau secundare, produse indirect n aer prin
diferite reacii i interaciuni ntre componentele naturale sau poluante.
Concentraia de bioxid de carbon a crescut de la cca. 280 ppm la 360 ppm, deci cu
aproximativ 30%. Aceast cretere se datoreaz mai ales interveniei umane, dei existi cauze
naturale, acestea din urm ns avnd efecte cu mult mai mici. Cauzele creterii suntdescompunerile de natur organic, incendiile forestiere, emisiile vulcanice, arderile de
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
10/131
10
combustibili fosili, despduririlor n scopul cultivrilor de cereale, schimbrile survenite n
acoperirile suprafeei Pmntului.
Cantitatea de metan a crescut cu 150%, creterea n cazul acestei componente avnd cauze
comune cu cele ale creterilor C02. Alte procese care produc metan sunt extraciile de gaz natural
i petrol, arderea de biomas, orezriile, creterea numrului de rumegtoare.O component care nu exista n perioada pre-industrial, cu efecte importante n special
asupra reaciilor de distrugere a ozonului, este cea a gazelor CFC (clorfluorcarbon) ce provin din
emisiile datorate frigiderelor, spray-urilor pe baz de aerosoli, ageni de curare, etc.
1.2.2.4Ionii
Ionii exist n troposfer n concentraii mici i sunt produi ca urmare a fulgerelor,
interaciunii razelor cosmice cu particulele atmosferice sau ca urmare a descompunerii elementelor
radioactive. Deoarece densitile lor sunt mici, rolul lor n procesele dinamice, termodinamice,
meteorologice din atmosfera joas este aproape nul. n anumite cazuri ns, considerarea lor este
esenial n explicarea unor fenomene, cum ar fi de exemplu formarea nucleelor de condensare, ce
contribuie la formarea norilor, n anumite cazuri.
La altitudini mai mari ei sunt rezultatul ionizrii gazelor neutre ca urmare a aciunii radiaiei
UV. Dup cum am specificat mai sus, concentraia lor crete ncepnd cu mezosfera, i mpreun
cu electronii, formeaz un gaz ionizat, plasma ionosferic. Procesele la aceste altitudini sunt
guvernate de interaciunea dintre plasma ionosferic i gazul neutru, n care rolul fiecrei
componente depinde de altitudine.
1.2.2.5Aerosolii
Aerosolii sunt particule lichide sau solide cu dimensiuni foarte variate ce acoper cca 1000
ordine de mrime (1 m 5 mm) aflate n suspensie n atmosfer. Aerosolii provin din surse
naturale (praf, sare de mare, erupii vulcanice) sau artificiale (origine antropologic) i sunt
produi direct (cenui vulcanice) sau indirect, n urma unor reacii chimice de conversie gaz particul (ca, de exemplu, transformarea bioxidului de sulf n particule mici lichide de acid sulfuric
n urma reaciei cu vaporii de ap) Rolul lor n atmosfer este crucial pentru c furnizeaz nucleele
de condensare ce duc la formarea norilor, att a celor din troposfer ct i a celor din stratosfera de
latitudine mare norii polari stratosferici. Acetia din urm au, dup cum am artat, un rol
important n formarea gurii de ozon din regiunea polar. Efectul lor asupra bugetului radiativ al
Pmntului este de asemenea important, dat fiind c ei reflect radiaia solar din domeniul vizibil
i absorb energia termic (IR) emis de Pmnt i atmosfer.
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
11/131
11
1.3 DISTRIBUIA PRESIUNII
1.3.1 Distribuia presiunii n plan vertical
1.3.1.1Aproximaia hidrostatic.
Presiunea variaz n plan vertical ca urmare a echilibrului ntre atracia gravitaional
asupra atmosferei i tendina de expansiune a gazelor. Atmosfera se afl n echilibru hidrostatic,
adic presiunea pe o suprafa este egal cu greutatea coloanei de aer de deasupra acelei suprafee.
=z
dzgzp )(
Se delimiteaz un volum de fluid, de suprafa S i nlime dz. La echilibru hidrostatic,
forele de presiune din interiorul fluidului sunt echilibrate de fora de greutate:
Fp+dp + Fp + G = 0.
gVgmSpSpp dd)d( ==+
Deoarece dV= Sdz, rezult:
dzgdp = (1.16)
GFp+dp
Fp
dz
Fig. 1.1. Echilibrul hidrostatic
Pentru aerul uscat, care este aproximat cu un fluid ideal,
zgTR
pp
TR
p
aa
a dd == .
Atunci presiunea se obine prin integrarea relaiei de mai sus ntre nivelul de referin,z= 0,
p(0) =p0, i nivelulz,p(z) =p :
==p
p
z z
aa TR
zgT
p
p
TR
zg
p
p
0 0 00
dln
dd
sau
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
12/131
12
=
z
aTR
zg
epp 0d
0 , (1.17)
relaie care se numete formula barometric.
Pentru determinarea lui p este necesar cunoaterea dependenelor de altitudine a
temperaturii i acceleraiei gravitaionale, )(),( zgzT . Ultima poate fi considerat constant nlimitele troposferei, astfel nct singura necunoscut rmne temperatura. n funcie de variaia
acesteia exist cteva tipuri de atmosfere.
1.3.2Tipuri de atmosfere
n funcie de variaia parametrilor fizici (temperatur, densitate) cu altitudinea, atmosfera
poate fi de mai multe tipuri, ntre care cele mai utilizate n calculele atmosferice sunt:
Atmosfera politrop temperatura descrete liniar cu altitudinea, gradientul vertical altemperaturii este constant:
ctz
T==
d
d, zTT =
0.
innd cont de (1.17), se obine c presiunea la o altitudine oarecare este dat de formula
hipsometric:
aa R
g
T
T
p
p
R
g
T
zTpp
=
=
000
00 sau , (1.18)
Atmosfera izoterm - temperatura este constant, T = constant. Atunci presiunea depinde
de altitudine dup legea:
H
z
epp
= 0 , (1.19)
unde H este scala nlimilor,
gTRH a= ,
a crei valoare pentru temperatura medie global a atmosferei este de aproximativ 7.5 km dar care
variaz puternic cu nlimea. Relaia de mai sus este extrem de util n aprecierea scderii
presiunii cu altitudinea.
Atmosfera omogen - densitatea atmosferic rmne constant, 0 =
( )0000 dd zzgppzgp == ,
adic presiunea scade liniar.
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
13/131
13
1.3.3 Distribuia presiunii n plan orizontal
n plan orizontal presiunea are variaii importante care duc la formarea unorformaiuni de
relief baric, cu rol determinant n evoluia vremii.
dp
+ dp
Gp
GpGp
Fig. 1.2. Linii izobare (p dp,p,p + dp) i gradientul baric
Distribuia presiunii n plan orizontal formeaz relieful baric. Suprafeele izobare sunt
locul geometric al punctelor de egal presiune. Linia izobar este locul geometric al punctelor de
presiune egal dintr-un plan. Se definete gradientul baric orizontal ca fiind variaia presiunii pe
unitatea de lungime pe direcia normal la liniile izobare, n direcia scderii presiunii:
np 1Gn
pdd= (1.20)
1.3.3.1Forme principale ale reliefului baric
Anticiclonul sau maximul de presiune este o regiune delimitat de linii izobare circulare
nchise n care presiunea este mai ridicat dect n jur.
Ciclonul, depresiunea sau minimul de presiune este regiunea delimitat de linii izobare
nchise n care presiunea este mai sczut dect n jur.
1.3.3.2Forme secundare ale reliefului baric
Dorsala este regiunea de presiune ridicat, delimitat prin izobare deschise curbe (n forma
literei U) de regiuni de presiune mai mic.
Talvegul este regiunea de presiune mic delimitat prin izobare deschise ascuite (forma
literei V) de regiuni de presiune mai mare.
aua barometric este o regiune de presiune mare, nconjurat de doi cicloni i doi
anticicloni aezai n cruce, n care izobarele sunt sub forma unor hiperbole conjugate.
Culoarul depresionar este regiunea de presiune cobort care unete mai muli cicloni.
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
14/131
14
Brul anticiclonic este regiunea de presiune ridicat ce leag mai mult anticicloni.
Aceste forme de relief baric se ntlnesc att la suprafa ct i la nlime, avnd efecte
importante asupra vremii care vor fi descrise (n parte), n urmtoarele capitole.
+ dp
dp
Gp
M
dp
p
+ dp
Gp
D
Fig. 1.3. Anticiclon (M) stnga i ciclon (D) dreapta
Dorsal
dp
+ dp
Talveg
dp
+ dp
Fig. 1.4. Dorsala i talvegul
Culoardepresionar,presiune mic
D
M D
M
Bruanticiclonic,presiune mare
A
D
D M
M
Fig. 1.5. Forme secundare de relief. Sgeile indic sensul de scdere a presiunii.
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
15/131
15
2. TERMODINAMICA ATMOSFEREI
2.1 PROCESE ADIABATE ALE AERULUI USCAT
2.1.1 Ecuaia de stare
Pentru a studia diferite procese din atmosfer se consider, n general, un volum de aer,
delimitat virtual de mediul nconjurtor, de volum V, masm i presiune p, numit particul de
aer. Aerul atmosferic este compus din gazele atmosferice i din vapori de ap. Vaporii de ap pot
trece dintr-o faz n alta, modificnd esenial proprietile unei mase de aeri derularea proceselor
atmosferice. Aerul atmosferic este denumit aer umed iar aerul uscat este aerul n care nu exist
vapori de ap. Aerul uscat este considerat ca gaz ideal i ca urmare ecuaia de stare pentru aerul
uscat este cunoscuta ecuaie de stare a gazului ideal:
pV = RT. (2.1)
Pentru unitatea de mas de aer uscat, m = 1 kg, ecuaia de stare devine:
RTpV=
sau, introducnd constanta redus a aerului uscat,
KkgJ05,287==a
a
RR
rezult
pV=RaT. (2.2)
sau, pentru o mas oarecare:
p=RaT,
unde = V/m este volumul specific.
Aerul atmosferic este un amestec de gaze ideale. Presiunea amestecului, innd cont de
legea lui Dalton, este
i
i
i
ii
i
i
RR
V
TRppp
=== siunde,
iar masa molar a aerului uscat este
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
16/131
16
=
i
i
i
ii
a
.
Cldura schimbat n timpul unui proces este dat de primul principiu al termodinamicii:
VpUQ dd+=
care se mai poate scrie:
dd puQ += ,
unde este volumul specific, = V/m iaru este energia intern pe unitatea de mas.
La presiune constant aceasta este:
Q = cpdT
iar la volum constant,
Q = cVdT +pda.Mrimile cV, cu valoarea 718 J K
-1 kg-1 ,i cp, 1004 J K-1 kg-1, sunt cldurile specifice ale
aerului uscat la volum, respectiv presiune, constante.
2.1.2 Procese adiabate ale aerului uscat
Procesele ce au loc n atmosfer pot fi aproximate, la modul general, prin procese
adiabate. n cursul unui proces adiabatic un sistem termodinamic nu primete i nici nu cedeaz
cldur: Q = 0. Un astfel de proces are loc fie dac el se deruleaz att de rapid nct schimbul decldur nu are loc, fie dac sistemul este izolat termic. Procesele adiabate pot fi reversibile i
ireversibile (n ultimul caz energia sistemului, alta dect cldura, nu se conserv). Procesul
adiabatic reversibil este i izentropic deoarece, innd cont de definiia entropiei:
TdSrev = Qrev,
Q = 0 implicS= constant.
n apropierea suprafeei Pmntului exist schimb permanent de cldur cu suprafeele
terestre, astfel nct procesele sunt diabatice .La nivelele superioare aerul este departe de surselecalde i reci deci se poate neglija schimbul de clduri procesele atmosferice se pot considera
drept adiabate.
n procesele adiabate temperatura depinde de altitudine aa cum depinde de altitudine
temperatura unei mase de aer uscat care se deplaseaz adiabatic, deci fr schimb de cldur, i
cvasistatic pe vertical n sus.
Conform principiului I al termodinamicii:
0dd =+= puQ
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
17/131
17
sau, deoarece du = cv dT, pentru un kmol de gaz, = 1, i innd cont de ecuaia de stare a
termodinamicii rezult:
+=
dR
T
dTcT aV0 . (2.3)
Difereniind ecuaia de stare: dTRdppd a=+ , rezult:
TRp
dpdp ad=
+
sau
p
dp
T
dTd=
.
Revenind la relaia (2.3)
=
+=p
pR
T
TcT
p
pR
T
TR
T
TcT apaaV
ddddd0 ,
deoarece cp = Ra + cV. Deci, pentru procese adiabate
p
dp
c
R
T
dT
p
a= . (2.5)
care, integrat pentru o mas constant de gaz, are rezultatul:
constant=
p
a
c
R
Tp (2.6)Pe de alt parte, n aproximaia hidrostatic, cel mai des folosit,
zTR
pgzgp
a
ddd ==
i deci (2.5) devine
pap
a
c
g
Rc
gR
dz
dT==
Gradientul vertical de temperatur pentru procese adiabate ale aerului uscat, pe scurtgradientul adiabatic uscat, a, este:
p
ac
g
dz
dT== (2.7)
i are valoarea 0,098 C m-1 sau, n uniti de temperatur pe suta de metri, aa cum este el
exprimat n general, a = m100C98,0 0 . Gradientul adiabatic uscat reprezint variaia temperaturii
masei unitare de aer uscat la deplasarea pe unitatea de lungime a verticalei. La urcarea/coborrea
adiabatic pe vertical aerul se rcete/nclzete cu 1C pe 100 m.
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
18/131
18
Reprezentarea grafic a variaiei temperaturii este o dreapt de pant aproximativ 45
ntr-un sistem de axe n care pe abscis sunt temperaturile iar pe ordonat se afl altitudinea avnd
ca unitate 100m (fig. 2.1).
45
t (C)
z(100m)
Fig. 2.1. Variaia temperaturii n procesul adiabatic uscat
2.1.3 Temperatura potenial
n studiul proceselor atmosferice trebuie cunoscut, n anumite situaii, temperatura unei
particule de aer dac ea ar fi supus unei transformri adiabate care s-i modifice presiunea de la
valoarea sa iniial pn la o valoare dat a presiunii, 1000 hPa, numit presiune de referin.
Aplicnd ecuaia (2.6) ntre dou stri, (p,V, T) i (p0, V0, T0) ale particulei de aer, se obine:
pC
R
p
p
T
T
= 00 (2.8)
cunoscut sub numele de ecuaia Poisson.
Pentrup0 = 1000 hPa, se definete mrimea denumittemperatura potenial, :
pCR
pT
=
1000 (2.9)
Temperatura potenial a unui gaz este temperatura pe care ar avea-o acest gaz dac ar fi
comprimat sau destins adiabatic pn la presiunea de 1000 hPa.
Ecuaia (2.9) se logaritmeazi difereniazi se obine:
)lnd()lnd()lnd( pRTcc app =
Dac se ine seama de faptul (artat mai sus) c
= p
p
RT
T
cTQ apdd
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
19/131
19
i de exprimarea principiului al II-lea al termodinamicii pentru procese reversibile, dST
Q=
, se
obine:
Scp d)(lnd = .
Pentru procese reversibile ale aerului uscat, pe scurt procese reversibile uscate, uscate,variaia relativ a temperaturii poteniale este proporional cu variaia entropiei iar conservarea
entropiei asigur conservarea temperaturii poteniale. Ca urmare, temperatura potenial, fiind un
parametru conservativ pentru aerul uscat, joac un rol foarte important n meteorologie, care deriv
din rolul proceselor adiabatice n atmosfer. Temperatura potenial este un parametru important
pentru procesele dinamice deoarece, spre deosebire de temperatur, aceasta crete cu altitudinea,
indiferent de proces.
Mrimile conservative sunt importante n meteorologie ntruct descriu originea i istoriamaselor de aer. Dup cum arat ecuaia (2.5), variaiile presiunii i temperaturii vor avea acelai
semn; astfel, comprimarea adiabatic, adic creterea presiunii de-a lungul traiectoriei particulei de
aer, este nsoit de nclzirea particulei de aer, n timp ce destinderea adiabatic determin rcirea
aerului. Temperatura potenial, n schimb, rmne constant. Acest lucru nu mai este adevrat
pentru aerul umed saturat, dup cum se va vedea mai jos.
2.2 AER UMED. UMIDITATEA
Aerul umed este amestecul de aer uscat i vapori de ap, a cror concentraie determin
felul climei, valorile temperaturii, variaiile acesteia. Vaporii de ap pot fi saturani, i n acest caz
aerul umed este saturat, sau nesaturani i atunci aerul umed este nesaturat. Masele molare ale
componentelor sunt: a = 28,96 kg/mol (pentru aer uscat) i v = 18,016 kg/mol (pentru vapori).
Fiecare component poate fi considerat ca un gaz ideal, pentru care se introduce constanta redus
a gazelor:
KkgJ5,461==v
v
RR
.
Principala diferen ntre apa n stare lichid, gazoasi solid este energia cinetic medie
per particul. ntr-o viziune foarte simpl, moleculele au energie cinetic maxim n stare gazoas
(deci vapori) i minim n stare solid (gheaa). Trebuie adugat aici c dei temperatura de 0C
este cunoscut drept temperatura de nghe a apei iar cea de 100C drept temperatur de fierbere,
acets lucru nu este adevrat peste tot n atmosfer, tiut fiind c exist ap n stare lichid la mult
sub 0=C (ap suprarcit). Trecerile dintr-o faz n alta depind foarte mult de existena nucleelor
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
20/131
20
de condensare sau de nghe iar definiia celor dou puncte de pe scara Celsius se refer la
condiiile normale de la suprafaa Pmntului. La trecerea apei dintr-o stare n alta se degaj sau se
absoarbe energie. Dup cum se tie, la condensare se degaj energie (energia cinetic a
moleculelor scade i deci, conform principiului conservrii energiei, o parte din aceasta se
transform n energie caloric) n timp ce la evaporare se absoarbe energie (necesar creteriienergiei cinetice a moleculelor la trecerea din stare lichid n stare gazoas). Condensarea
vaporilor de ap ntr-o regiune duce la eliberare de energie latent care la rndul ei nclzete aerul
nconjurtor. Ca urmare acesta se va ridica mai repede i astfel iau natere diferite fenomene
atmosferice (intenisficare de vnt, furtuni)
2.2.1 Mrimi caracteristice aerului umed
Coninutul de vapori de ap se exprim n termeni de presiune sau de densitate.Presiunea de echilibru a vaporilor, e, este presiunea parial a vaporilor aflai ntr-un volum
oarecare de aer umed. Aerul umed devine saturat cnd coninutul su de vapori de ap este n
echilibru dinamic cu suprafaa de ap sau de ghea cu care se afl n contact, adic atunci cnd
rata de condensare a vaporilor devine egal cu rata de evaporare. Presiunea parial a vaporilor de
ap din aerul umed saturat poart numele de presiune de echilibru sau de saturaie. Dac
presiunea acestuia estep, atunci presiunea aerului uscat va fip e. Valoarea presiunii de echilibru
depinde de faza n care se afl apa i de forma i temperatura suprafeei de evaporare. Cndsuprafaa este plan presiunea de saturaie a vaporilor are valoarea maxim, Eplan. Pentru o
suprafa sferic presiunea de echilibru este mai mic, , Eplan >Esf. Pentru o temperatur dat,
presiunea maxim a vaporilor n raport cu apa este mai mare dect n raport cu o suprafa identic
de ghea,Eap>Eghea. Altfel spus, aerul se satureaz mai repede dac este n contact cu gheaa
sau aerul saturat n raport cu apa este suprasaturat n raport cu gheaa. n plus, presiunea de
echilibru a vaporilor depinde de temperatura suprafeei cu care se afl n contact.
Umiditatea relativ, U, este mrimea fizic, exprimat n procente, ce reprezint raportul
dintre presiunea parial a vaporilor de ap la momentul observaiei (presiunea real) i presiunea
maxim de echilibru n raport cu o suprafa plan a vaporilor, corespunztoare temperaturii la
care se face observarea.
100=planE
eU [%] (2.10)
Aceast mrime arat ct de aproape de saturaie este aerul umed nesaturat. Umiditatea
relativ poate crete in doua moduri: prin creterea cantitii de vapori de api deci a presiunii
pariale a acestora (de exemplu aa cum se poate petrece deasupra ntinderilor de ap) sau prin
variaia temperaturii. Pentru o particula de aer umed al cror coninut de vapori este constant o
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
21/131
21
descretere n temperatura aerului determin o cretere n umiditatea relativa si invers. n
troposfer se atinge rareori o umiditate de peste 100%. n nori, n schimb, are loc foarte des
fenomenul de suprasaturaie din mai mult motive
Umiditatea absolut, a, este mrimea fizic ce msoar masa vaporilor de ap coninut n
unitatea de volum a aerului umed.
au
v
V
ma = [g/cm-3] (2.11)
Vaporide ap
Vaporide ap
Vaporide ap
emperatura
10 C
20C
30C
Umiditatearelativ
100%
50 %
30 %
Fig. 2.2. Creterea umiditii pentru un coninut constant de vapori.
Deoarece vaporii de ap din aerul umed nesaturat pot fi aproximai cu un gaz ideal, se poate
scrie legea gazelor ideale:
TRmRTm
Ve vvv
vau ==
RT
e
TR
e
V
ma v
vau
v === (2.12)
Umiditatea specific, q , este mrimea fizic ce exprim masa de vapori ce revine
umiditii de mas de aer umed :
+==
av
v
au
v
mm
m
m
mq (2.13)
adic, deoarece volumul estre acelai,
av
v
q
+= ;
dar
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
22/131
22
TR
e
RT
e
v
vv ==
i
( )RT
ep
TR
ep a
a
a
=
= .
Rezult
( ) ( ) avv
av
v
epee
RT
ep
RT
eRT
e
q
+
=
+= ,
adic:
( )
=+
=
a
va
v
a
va
v
ep
e
epe
eq
1
sau
ep
eq
378,0622,0
= . (2.14)
Pentru situaiile reale presiunea vaporilor este mereu mult mai mic dect cea total, i
atunci, deoarece pe
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
23/131
23
Oricum, cantitatea de vapori este foarte mic, chiari n aerul foarte cald i umed. O valoare
tipic pentru troposfer a umiditii specifice (egal, practic, cu raportul de amestec) este 10-2 sau
10g/kg.
Deficitul de umiditate, d , reprezint diferena ntre presiunea maxim a vaporilor la
temperatura aerului umed i presiunea parial a acestora:eEd =
Punctul de rou, , este temperatura la care ar trebui rcit aerul umed la presiune
constanti coninut constant de vapori, pentru a se obine saturarea sa n raport cu o suprafa
plan de ap pur. Ea depinde de altitudine iar variaia sa cu altitudinea se numete gradientul
punctului de rou, r
Coninutul de ap precipitabil este adncimea stratului de precipitaii care ar rezulta n
urma precipitrii integrale a vaporilor de ap dintr-o coloan de aer din ntreaga atmosfer. Ea se
poate determina din profilele de umiditate furnizate de radiosonde.
2.2.1.1 Msurarea umiditii
Determinarea umiditii se face cu ajutorul psihometrelor, higrometrelor, higrografelor, i a
radiosondelor.
Msurarea umiditii cu psihometrul se bazeaz pe determinarea presiunii vaporilor de ap.
El este alctuit practic din dou termometre, unul care msoar temperatura aerului i celalalt care
are rezervorul nfurat ntr-o bucat de pnz umezit pn la saturaie. Simultan au loc dou
procese, unul de evaporare a apei din pnza iar cellalt de condensare a vaporilor de apa din
atmosfer pe pnza rece. Att timp ct primul este dominant, se cedeaz cldur latent aerului
nconjurtor, astfel nct termometrul va nregistra coborrea temperaturii. Aceasta scade pn
cnd se realizeaz echilibrul ntre cele dou fluxuri, adic pn cnd aerul din jurul rezervorului
este saturat. Diferena dintre cele dou temperaturi este cu att mai mic cu ct umiditatea este mai
mare. Cantitatea de vapori este mic, saturarea este atins repede i deci i cldura cedat prin
evaporare este mic. Fiecrei temperaturi i corespunde o anumit presiune parial a vaporilor de
ap iar valorile se iau fie din tabele fie din curbe ale presiunii de saturaie funcie de temperatur.
Folosirea higrometrului se bazeaz pe msurarea punctului de rou. Aerul din apropierea
suprafeei pe care se afl un termometru este rcit adiabatic pn cnd se satureaz i are loc
condensarea. Se nregistreaz temperatura i se citete valoarea presiunii din tabele.
2.2.2 Temperatura virtual
Se consider o particul de aer umed nesaturat avnd volumul auV , presiuneap = pa + e
i temperatura T, undep este presiunea total a masei de aer considerate,pa este presiunea aerului
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
24/131
24
uscat iare este presiunea vaporilor. Masa aerului umed este maun care masa vaporilor de ap este
vm , iar a aerului uscat este am , astfel nct
vaau mmm += . (2.18)
La presiune i temperatur normale, aerul uscat i aerul umed nesaturat se pot considera
gaze ideale i se supun ambele (separat) ecuaiei termice de stare Clapeyron-Mendeleev.
TRmVp vavava ,,, =
TR
ep
TR
p
aa
aa
== i
TR
e
v
v = (2.19)
nlocuind relaiile de mai sus n (1.15), mprit prin Vau:
=+=
a
v
a
vaaup
e
TR
p
11 (2.20)
Deoareceau
auau
V
m= , rezult:
=
a
v
au
p
e
TmpV
11
n general, pe
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
25/131
25
Comparnd ecuaia (2.15) cu ecuaia (2.11) se observ c densitatea aerului umed este mai
mic dect densitatea aerului uscat:
a
ava
auTR
p
TR
p =
2.2.3 Distribuia umiditii n stratul limit planetar
Umiditatea are o marj larg de valori, distribuia i valorile locale fiind foarte diferite.
Factorii care influeneaz umiditatea sunt, printre altele, diverse fenomene fizice care au loc n
atmosfer, distribuia florei, a reelei hidrografice, a mrilor i oceanelor. Totui, exist cteva
reguli generale. n regiunile ecuatoriale, presiunea parial a vaporilor de ap are valori mai
ridicate (30 mb). Cu creterea latitudinii geografice, presiunea parial scade, cele mai mici valori
nregistrndu-se la poli: 0,03 mb. Exist, de asemenea, o variaie a aceleiai presiuni, cu cretereaaltitudinii, astfel nct se poate introduce gradientul vertical al umiditii, care se definete prin
variaia presiunii pariale a vaporilor pe unitatea de nlime:
dz
dee = (2.24)
n general, n atmosfera liber, umiditatea scade repede cu altitudinea, n stratul adiacent
(limit).
Existena unui 0>e , deci a unei umiditi care crete cu altitudinea, presupune difuzia
vaporilor pe vertical, n sus, ceea ce induce o evaporare la suprafaa Pmntului. Dac 0
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
26/131
26
Q = dU + pdV = CVdT + RdT Vdp,
unde este numrul de moli, egal cu m/. Folosind ecuaia de stare, relaia Mayeri definiiile
cldurilor specifice, se obine c:
p
pTmRTmcQ ap
dd = (2.26)
Relaia (2.26) se aplic pentru vaporii de api pentru aerul uscat i se obine:
ep
epTRqTcqQ apaa
=
'
)'(d')1('d)1( (2.27)
e
eTqRTqcQ vpvv
d''d = (2.28)
Reamintim c presiunea vaporilor este mult mai mic dect cea total, e
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
27/131
27
pa
pv
a
v
c
cqq
R
Rqq
A
+
+
=
1
1
.
n condiii normale q 0.04,Rv = 1.6Ra, cpv = 1.83 cpa, i atunciA1. Deoarece particulaconsiderat este delimitat numai virtual de mediul nconjurtor iar micarea este cvasistatic, T =
T i deci una. Variaia temperaturii particulei de aer umed nesaturat este aproape similar cu
variaia temperaturii unei particule de aer uscat n acelai tip de micare adiabat pe vertical.
Aceasta arat c aerul umed nesaturat se comport practic la fel ca aerul uscat.
2.2.5 Procese adiabate ale aerului umed saturat
O mas de aer umed nesaturat aflat n micare vertical ascendent, poate atinge prin rcirepuntul de rou. n acest moment vaporii condenseaz, devin saturani i pot avea loc dou tipuri
de procese: produsele rezultate n urma condensrii rmn n interiorul particulei iar procesele
sunt reversibile sau produsele rezultate prsesc volumul considerat iar procesul este ireversibil.
n procesele reversibile coninutul total de ap nu se modific, ns se modific raportul dintre
vapori i lichid. n timpul procesului are loc condensarea vaporilor de api deci exist o cldur
latent ce este schimbat n interiorul sistemului termodinamic (particula de aer umed saturat).
pseudoadiabatic. n cele ce urmeaz va fi prezentat cazul proceselor adiabate reversibile. Variaiile
temperaturii se datoreaz parial destinderii sau comprimrii aerului i parial datorit eliberrii de
cldura latent. Cldura latent datorat condensrii vaporilor de ap compenseaz rcirea datorat
destinderii aerului prin rcire.
Se consider din nou o mas de aer umed saturat, de masmau = 1g, ceea ce nseamn cma
= 1 q, mv = q dar q n acest caz nu mai este constant. n urma procesului de condensare
condenseazo mas dq de vapori (exprimat n grame), atunci cldura primit de aerul uscat este:
qp
p
TRTcQ condapaa d'
'd
''d += (2.34)
unde condeste cldura latent de condensare.
Pentru procesele adiabatice Q = 0i ca urmare:
qcp
pT
c
RT
pa
cond
pa
a d'
'd'd'd
= (2.35)
Din condiia echilibrului hidrostatic i din faptul ci n acest caz se presupune c micarea
este cvasistatic,p (particul) =p (mediu):
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
28/131
28
T
z
R
g
p
p
p
p
a
dd
'
'd== (2.36)
Variaia temperaturii masei de aer umed saturat va fi:
q
c
z
T
T
c
gT
pa
cond
pa
dd'
'd
=
Gradientul de temperatur adiabatic umed,dz
dTv = va fi:
z
q
cT
T
c
g
pa
cond
pa
v d
d'+=
(2.37)
Umiditatea specific este:
'622,0
p
Eqsat = .
Prin logaritmarea i diferenierea ecuaiei, se obine:
z
p
pz
E
Ez
q
q
sat
sat d
'd
'
1
d
d1
d
d1= (2.38)
Presiunea p = p i, folosind (2.36), rezult
+=
TR
g
z
E
Eq
z
q
ad
d1
d
d(2.39)
nlocuind (2.39) n (2.37) se obine:
'd
d1
'
T
E
Ec
q
qTR
g
cT
T
p
scond
sat
apa
conda
u
+
+
=
sau
'd
d1
'
T
E
Ec
q
TRq
TT
cg
p
scond
a
scond
pa
u
+
+
=
. (2.40)
Deoarece T Tip
Eqs 622,0= rezult:
T
E
cp
TR
Ep
p
E
T
E
Ec
p
E
TR
pa
cond
a
cond
a
p
cond
a
cond
a
v
dd622,0
622,0
622,0dd1
622,01
+
+
=+
+
= (2.41)
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
29/131
29
Variaia presiunii vaporilor saturai n funcie de temperatur, dE/dTse obine din ecuaia
Clausius Clapeyron:
a
condcond
RT
E
TdT
dE2
== - (2.42)
Notnd
TR
Ea
a
cond622,0= iTc
aTR
E
cb
pa
cond
apa
cond ==2
2
622,0 , (2.43)
variaia temperaturii aerului umed saturat cu altitudinea este dat de:
bp
apau +
+=
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
30/131
30
Determinarea nivelului la care ncepe condensarea pentru determinarea bazei norilor, hc,
este important pentru evaluarea condiiilor de apariie a sistemelor noroase ntr-o atmosfer
instabil din punct de vedere termodinamic.
La altitudini mai mici dect cea la care loc condensarea, temperaturile sunt:
zTT a= 0 , iar zr+= 0 (2.44)
unde r = d/dzeste gradientul termic vertical al punctului de rou. La altitudinea la care are loc
condensarea,z = hc, temperaturile devin egale
rcc hhTT +=+= 00
deci nivelul de condensare este
ar
c
Th
= 00
Cnd se atinge temperatura de condensare, T = . umiditatea specific este
p
Ezq 622,0)( =
Pentruzhc, q este constant i deci, prin difereniere:
z
p
pz
E
E d
d1
d
d
d
d1=
innd cont de ecuaia echilibrului hidrostatic i de faptul c micarea este cvasistatic,
TR
g
z
p
p a=
d
d1,
se obine, introducnd ecuaia Clapeyron Clausius (2.42):
TR
Rg
a
v
cond
r
2
= (2.45)
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
31/131
31
Variaia temperaturiiVariaia temperaturii
Variaiatemperaturii
u
Aer saturat
hc
nivel de condensare
Variaia
temperaturii,a
Aer nesaturat
t (C) U (%)
U = 100%
Variaiapunctului de
rou, u
Fig. 2.3. Variaia umiditii (dreapta) corespunztoare unui profil vertical umed nesaturat(sub nivelul de condensare) i umed saturat.
Pentru valorile numerice:Rv = 1,6Ra, = T= 280 K, g = 9,8 m/s2, = 600 cal/g, se obine
mCr 100/17,00= i hc = 121 (T0 - 0)m.
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
32/131
15
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
33/131
36
2.3 CEAA I NORII
Vaporii de ap din atmosfer pot condensa (apa trece din stare gazoas n stare lichid) sau
pot desublima (apa trece din stare gazoas n stare solid). Tranziia de faz a vaporilor ctre
celelalte dou forme, lichidi gazoas, are loc atunci cnd umiditatea este de cel puin 100 %,
adic atunci cnd vaporii de ap din atmosfer devin saturani. Dac punctul de rou este sub
temperatura de 0C, atunci acesta devine punct de nghe iar vaporii de ap se transform n
particule de ghea. Pentru ca tranziiile de faz s aib loc trebuie s existe suprafee de
condensare (ngheare sau desublimare). n atmosfer aceste suprafee sunt cele ale particulelor de
praf, fum, sare, sau, n lipsa acestora, ionii pozitivi din atmosfer, efect al interaciunii radiaiilor
cosmice cu atmosfera. Toate acestea se numesc nuclee de condensare. Dac aceste nuclee lipsesc
sau nu sunt n concentraie suficient, atunci are loc suprasaturarea, iar condensarea are loc la
umiditate relativ mai mare de 100%.
Ceaa i norii au structur asemntoare, ambele sunt aglomerri de picturi de ap rezultate
n urma condensrii vaporilor existeni n atmosfer. Ceaa rezult atunci cnd condensarea are loc
n apropierea suprafeei Pmntului, n timp ce norii se formeaz n urma condensrii la nlime.
Transformarea vaporilor de ap n picturi se face n dou moduri: prin creterea umiditii, deci
prin creterea cantitii de vapori de ap din atmosfer i prin procese care necesit variaiatemperaturii dar care las nemodificat cantitatea de vapori. Atingerea punctului de rou n
condiii de umiditate constant se poate face prin mai multe procese: prin rcire, prin ascensiunea
aerului pn la nivelul de condensare sau prin advecie (transport orizontal).
2.3.1 Norii
Norii sunt suspensii de picturi de ap, picturi de ap suprarcit (la temperaturi sub 0C),
cristale de ghea sau un amestec ale acestora. Ca urmare a reflectivitii acestora ei joac un rol
cheie n bugetul radiativ al Pmntului i n variabilitatea climatic, aa cum se va arta n
capitolul urmtor. n regiunile n care temperatura este sub punctul de nghe se formeaz cristale
de ghea. Oricum, dac mediul este perfect curat, picturile de ap exist chiar dac temperatura
este sub punctul de nghe. Apa n stare lichid se numete, n acest caz, ap suprarcit, i are rol
principal n declanarea procesului de formare a norilor. n general norii se formeaz n condiii de
suprasaturaie, atins prin rcire adiabat. Norii se pot forma prin dou tipuri de nucleaie:
eterogen, n care formarea lor necesit existena unor nuclee de condensare omogen, prin unirea (coalescena) mai multor particule
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
34/131
37
Deoarece presiunea maxim a vaporilor este mai mare n raport cu apa dect n raport cu
gheaa, prezena gheii accelereaz atingere saturaiei i deci formarea norilor este mai rapid sau
are loc mai uor n prezena particulelor de ghea. Dac apa suprarcit dintr-un nor se
transform n particule de ghea, procesul de formare a precipitaiilor este mai eficient. Apa
suprarcit este foarte instabil, astfel nct va nghea la primul contact cu o particul de gheasau dac rcirea continu pn sub temperatura critic. La nghearea apei suprarcite se elibereaz
cldur care este preluat de nor, ceea ce duce la creterea duratei sau a extinderii sale.
Pentru ca precipitaiile s cad dintr-un nor trebuie ca particulele s fie suficient de mari
astfel nct s nu se evapore la cderea prin nor sau pn la atingerea suprafeei. Exist dou
procese prin care are loc creterea particulelor: procesul de ciocnire-coalescen i procesul
Bergeron. Primul proces, mai puin eficient, are loc atunci cnd particulele se ciocnesc unele de
altele (ca urmare a micrii lor) i se lipesc unele de altele, formnd particule mai mari. Al doileaproces are loc numai n norii n care exist particule de gheai se explic prin faptul c vaporii
de ap condenseaz mai uor pe o suprafa de ghea dect pe o suprafa de ap lichid. Astfel
particulele de ghea cresc mai repede dect particulele de ap (acesta este explic faptul c o
ploile toreniale de var sunt precedate de cderi de grindin).
Norii se pot menine dac evaporarea apei, care loc permanent n nor, sau cderea
precipitaiilor sunt compensate de condensarea altor vapori de ap, adui prin cureni ascendeni.
Picturile mai mici au raza mai mic i deci Evident, dac predomin evaporarea, norii dispar.
Vntul are i el un rol important, accelernd evaporarea prin amestecul acestora cu mase de aer cu
umiditate sczuti modificnd forma norilor. Observarea norilor se poate face de pe Pmnt prin
observare direct, cu ajutorul radarelor meteorologice i din satelii, din estimri ale energiei
radiaiei din domeniul IRi vizibil.
Dac particulele sunt mici atunci curbatura lor este mare iar presiunea de satura ie este mai
mare. Ca urmare, se formeaz mai nti picturi mari, care sunt i grele i deci pot cdea din nori si
atinge solul fr s se evapore.
2.3.1.1 Mecanisme de formare a norilor
Mecanismele de formare a norilor au la baz n general atingerea nivelului de condensare,
deci atingerea saturaiei prin rcirea masei de aer umed. Mecanismul principal de formare a norilor
este convecia vertical, ns existi alte procese prin care se pot forma nori.
o Ascensiunea orografic are loc atunci cnd aerul este forat s se ridice din cauza reliefuluinalt. Pe msur ce se ridic, masa de aer se destinde adiabatic i se rcete cu cca. 10C pe
km (valoarea gradientului adiabatic uscat). Formarea norilor prin acest mecanism este rapidi are loc apropierea munilor.
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
35/131
38
o Ascensiunea convectiv este asociat cu ascensiunea rapid, datorat conveciei, a aeruluicald de la suprafaa terestr. Aerul cald este mai uor, se ridic (asemntor unui balon cu aer
cald), se destinde i se rcete. Cnd se atinge punctul de rou are loc condensarea vaporilor
de ap. Acest tip de proces are loc, n general, n interiorul continentelor i la ecuator,
formnd norii numii cumulus sau norii de furtun numii cumulonimbus. n funcie derapiditatea ascensiunii i de nivelul de condensare, se formeaz picturi de ap sau cristale
de ghea.
o Ascensiunea frontal are loc atunci cnd masa de aer cald, umed, aflat n ascensiunelent, ntlnete o mas de aer rece. Poriunea dintre o mas de aer cald i una rece se
numete front, de unde denumirea frontal. Acest tip de mecanism este caracteristic norilor
continentali de la latitudini medii, unde se formeaz cicloni n zona ce separ aerul cald,
umed, de cel rece, de natur polar.o Ascensiunea turbulenteste asociat cu micrile turbulente datorate frecrii cu suprafaa
terestri este un fenomen de ntindere mai mic, care duce la formarea norilor mici, care
dispar repede.
o Rcirea radiativ are loc atunci cnd nu mai Pmntul nu mai primete radiaie direct dela Soare. Aerul se rcete i, dac este suficient de umed, atinge nivelul de saturaie n
apropierea Pmntului, cauznd apariia norilor de joas nlime sau a ceii, mai ales n
timpul serilori nopilor de var trzie.
2.3.1.2 Clasificarea norilor
Norii se mpart dup mai multe criterii. Din punctul de vedere al structurii microfizice, norii
pot fi:
- nori din cristale de ghea, aa cum sunt norii formai la nlimi de peste 6000 m, deasupraizotermei de cca. - 40C
- nori din picturi de ap, aa cum sunt norii formai sub 3000 de m (i, evident, deasupranivelului de condensare
- nori cu structur mixt, formai ntre 3000 i 6000 m, care de altfel aduc i cele mai multeprecipitaii.
Un alt criteriu, foarte utilizat, este cel al nlimii la care se formeaz norii, care poate fi
mic, medie i mare. Conform acestui criteriu exist patru tipuri de nori, fiecare din aceste tipuri
avnd mai mult subtipuri, caracterizate n tabelul 2.1.
o Nori superiori, care se formeaz la nlimi de peste 4-6 km (mai jos n zona polar, maisus la ecuator), din care fac parte norii cirrus, cirrocumulusi cirrostratus
o Nori mijlocii, formai ntre 2-6 km, n care se ncadreaz norii altocumulusi altostratus
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
36/131
39
o Nori inferiori, formai n troposfera inferioar, sub 2 km, n care sunt inclui norii grinimbostratus, stratocumulus (300 2000 m) i stratus
o Nori cu dezvoltare vertical, care au baza la nlime foarte mic, ns al cror vrf atingenlimi de peste 6-8 km, din care fac parte impresionantul cumulonimbus i panicii
cumulus.
Altostratus Cirrocumulus Cirrus
Cumulus Altocumulus Nimbostratus
Stratocumulus Stratus Cumulonimbus
Fig. 2.4. Tipuri de nori
Norii tip cumulus sunt rezultatul micrilor convective generate, de exemplu, de prezena
unui ora (ascensiune turbulent) care reprezint o zon mai cald, sau pe latura nsorit a unuideal. Ascensiunea termic a aerului cald este compensat de cureni descendeni, care
diminueaz cantitatea de vapori, astfel nct norii cumulus sunt foarte bine delimitai, de ntindere
mic, existnd ntre ei arii largi de cer senin. Deoarece cantitatea de ap din ei este relativ mic, ei
nu aduc precipitaii dect, eventual, n cantitate foarte mic. Norii cumulonimbus apar atunci cnd
curenii termali ascendeni sunt foarte rapizi, atunci cnd convecia aerului este puternici cnd
curenii descendeni sunt slabi sau inexisteni i nu pot antrena n jos vaporii de ap, astfel nct
acetia ating rapid punctul de rou, la diferite nlimi. Timpul de via a unui nor cumulonimbuseste de cca. 1 or ns se ntlnesc i excepii, atunci cnd ntr-o zon cu densitate mare de nuclee
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
37/131
40
de condensare precipitaiile czute dintr-un astfel de nor se transform rapid n vapori i apoi iar n
picturi de ap care furnizeaz norului materia prim pentru a se menine mai mult timp.
Convecia n acest caz este foarte rapid iar precipitaiile cad n averse, n cantiti foarte mari.
Norii Altocumuls sunt caracterizai drept nori mijlocii ns pot ptrunde i n etajul superior,
la fel cum se ntmpl cu norii tip Nimbostratus, care se afl n categoria norilor inferiori.Norii tip stratus sunt nori uniformi, gri, care acoper ntreg cerul, groi de obicei. Ei se formeaz
ca urmare a ascensiunilor uoare ale aerului umed pn la altitudinea la care se atinge punctul de
roui ncepe condensarea sau ca urmare a rcirii frontale (determinate de naintarea unui front
rece) a unei mase de aer umed. De obicei aceti nori nu aduc precipitaii de lung durat sau
intensitate, ns ei pot da natere la burni sau lapovi pentru perioade scurte de timp.
O idee despre altitudinea relativ a norilor este dat de viteza aparent de deplasare a
acestora. Cu ct norul este mai jos, cu att el pare a se deplasa mai rapid. O alt indicaieaproximativ a altitudinii bazei este msurarea umiditii relative i nmulirea diferenei dintre
100 i valoarea n procente cu 30. n interiorul continentelor baza norilor stratus se va ridica ncet,
ncet i se va dispersa, mai rapid n timpul verii, mai lent (zile) n timpul iernii. Norii nimbostratus
sunt versiunea ploioas i cu durat mai lung a norilor stratus. De altfel, particula nimbo- din
denumirea unui nor semnific exact faptul c acel nor este purttor de precipitaii intense.
Norii stratocumulus i altostratus se deosebesc prin nlimea lor, dar ambii se formeaz prin
ascensiune convectiv slab, ntr-o atmosfer uor instabil n partea inferioari uscat stabil mai
sus. Ei sunt formai din picturi de ap i sunt limitai vertical. Uneori norii stratocumulus sunt
aezai perpendicular pe direcia vntului. Ascensiunea orografic d natere att norilor tip
cumulus (limitai) ct i celor tip stratus (ntini), n funcie de curba de stratificare a atmosferei.
Norii care se formeaz n apropierea munilor pot fi nori de briz, care se formeaz
dimineaa prin ascensiune orografic. Acetia sunt nori de obicei nori Cumulus. Pe vrfurile
munilor se pot forma, ca urmare a unor cureni verticali ce caracterizeaz o stare de instabilitate
accentuat a atmosferei, nori tip cciul muntoas. Un nor deosebit este cel care se formeaz
deasupra munilor foarte nali, albi, avnd o form perfect de lentil alb, i care, spre deosebire
de toi ceilali, nu se mic.
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
38/131
41
Tabel2.2.
Caracteristicialenorilor
Precipitaii
Nu
Nu
Nu
Rar,slabe,
ploaiesau
burni
Slabe
Ploaiedeas,
mocneasc
Descriere
Fibroi,aspectde
pan,
fir,crlig,ramuri,
nestructurai,transpareni,uneoriprovindin
nicovalaunuicum
ulonimbus
Puinstructurain
elementegranulate,
lentile
alungite,transpare
nte.
Precedunciclonn
Pnzu
niformal
bicioasc
areacoperc
erul,
transpareni,soare
lesevedecuhalo,vestesc
Structurai,rulouri,benzi,
limitai,cumargini
definite,avndaspectdepturimicisuprapuse,
cuzonetransparen
teiopace.Prezint
fenomenuldeirizaii.
nsoescderesiunile
Aspectdevoal,ac
operc
erul,fibroi,uniformi,
aspectmatdifuz,soarelesevedecaprintr-un
eammat
Stratgros,ntunec
at,opac
Culoare
Albi
Albi
Albi
Albicuumbre
Gri
Grinchis
Structur
Ghea
Ghea
Ghea
Ghea
iap
Ap
izpad
Ap
Nori
CIRRU
S
CIRRO
CUMULUS
CIRRO
STRATUS
ALTOCUMULUS
ALTOSTRATUS
NIMBOSTRATUS
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
39/131
42
Precipitaii
Slabe(ploaie
sauzpad)
Fulgimici,
burni
Frs
au
averseslabe
Ploi(averse)
toreniale,
grindin,
Descriere
Grmezibinelim
itate,compacte;grupai,
sudai,cuaspectdebolovani
Pnzu
niform
,opac,acoperc
erul,se
destramp
ealocuri,ajungpnl
aacoperiurile
blocurilornalte
Foartedeni,grmjoaredevatc
umargini
foarteclare,cua
spectdeconopid,
turn,
cupol,
delungd
urat,semicl
inpecer;au
evoluiediurn
12-14kmnlim
e,foartedeni,grei,ci
delimitareorizontald
efinit
idezvoltare
vertical
nevan
tai,nicoval,
turnurisuccesive
gigantice,suntnsoiidevijelii
Culoare
Alb-cenuiuc
uumbregri
Gri
Albi
Grinchis,vineii
Structur
Ap
Ap
Ap
Ap
nparteainferioar,
gheas
us
Tabel2.2.
Continuare
No
ri
STRATOCUMULS
STRATUS
CU
MULUS
CU
MULONIMBUS
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
40/131
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
41/131
44
o Ceaa de advecie se formeaz n interiorul maselor de aer cald i umed care se deplaseazorizontal i ajung n zone reci. Ea poate apare i dac o mas de aer rece ajunge ntr-o
regiune cu aer cald i umiditate crescut de deasupra oceanelor sau mrilor calde.
Ptrunderea aerului tropical maritim n zonele continentale reci de la latitudini medii duce la
formarea ceii aerului tropical. Ceaa musonic apare n timpul anotimpurilor clduroase,atunci cnd aerul continental cald ajunge deasupra oceanului rece. Ceaa arctic sau fumul
de mare este caracteristic iernii i se formeaz atunci cnd o mas de aer polar foarte rece
ajunge n contact cu suprafee acvatice mai calde. Apa se evapor, satureaz aerul rece i
creeaz fenomenul de fierbere a apelor din timpul zilelor de iarn foarte geroas.
o Ceaa de amestec este rezultatul amestecului a dou mase de aer cu temperaturi i umiditidiferite. Ea se ntlnete pe litoral sau n regiunile de deasupra mrilor n care se ntlnesc
cureni calzi i reci. n sfrit, ceaa adiabatic este rezultatul ascensiunii orografice.o Un ultim tip de cea legat de creterea concentraiei nucleelor de condensare, fie pe cale
natural (sarea marin) fie ca urmare a polurii aerului (ceaa industrial sau smog-ul).
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
42/131
36
o
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
43/131
45
2.4 STABILITATEA TERMODINAMIC A ATMOSFEREI
Micrile verticale ale aerului au ca rezultat transport de clduri umiditate, transport de
aerosoli, mprtierea sau stagnarea gazelor. Deplasarea unei particule de aer este determinat de
curba de stare T = T(z) a particulei respective i de curba de stratificaie real a atmosferei, T=
T(z). Gradientul termic al atmosferei reale, , determinat prin msurtori, este altul dect cel
adiabatic, a, care caracterizeaz variaia temperaturii unei particule aflate n micare pe vertical.
O particul aflat n micare vertical are acceleraia a, ndreptat n sus, astfel nct ntr-o
micare ascendenta< 0, ntr-una descendenta> 0 iar la repaus a = 0. Starea atmosferic este
stabil dac nu favorizeaz micarea pe vertical n sus a particulei, a< 0 indiferent daca = 0 instabil dac favorizeaz micarea pe vertical n sus, a>0.2.4.1 Condiii de stabilitate
Se presupune c particula de aer se afl n micare cvasistatic, adiabatic, ce nu afecteaz
mediul. Asupra ei acioneaz forele de greutate i fora lui Arhimede, astfel nct din principiul II
al dinamicii:
ma = FaG
adic
= 1
'
ga
dar
'
'',
TR
p
TR
p
aa
== ip =p,
deci:
= 1
'
T
Tga (2.44)
Temperatura particulei variaz dup legea zTT ao d'' = iar cea a mediului dup legea
zTT d0 = , unde temperaturile iniiale se presupun egale, oT ='
oT . Prin nlocuire se obine c:
( )zTga a = (2.45)
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
44/131
46
T,'
T,
G
Fa
a
Fig. 2.5. Forele ce acioneaz asupra particulei de aerRelaia de mai sus arat care sunt condiiile de stabilitatea pentru aerul uscat: Atmosfera este
stabil daca .Pentru aerul umed condiiile de stabilitate se obin asemntor, cu observaia c n afar de
gradientul uscat, a, avem i gradientul adiabatic umed, u..
T (K)
z(100m) a
aatmosfer
instabil
Fig. 2.6. Stabilitatea aerului uscat
Deoarece gradientul umed este mai mic dect cel uscat exist urmtoarele posibiliti:
I. a>u>: atmosfer stabil, stabilitate absolutII. a>>u: atmosfer uscat stabil, umed instabil sau instabilitate condiionatIII. > a>u: instabilitate absolut
Din punct de vedere fizic, stabilitatea i instabilitatea pot fi explicate innd cont de
diferena dintre temperaturile mediului i ale aerului aflat n micare.
2.4.1.1Atmosfera stabil
Cnd gradientul atmosferic este mai mic dect a, I tI, va fi mai uori se va ridica la loc. n cazul
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
45/131
47
stabilitii absolute, pentru I
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
46/131
48
tIII < ta < tII < tu < tI
z(100m)
u
aII
I
III
t (C)
IV
hc
a
tI > tu>tII>ta > tIII
z(100m)
ua
II
I
III
t (C)
b
Fig. 2.7. Comparaia ntre temperatura aerului i cea a mediului la urcarea aerului (a)i la coborre (b) plecnd de la temperatur egal cu cea a mediului,pentru diferite tipuri de atmosfere. Nivelul de condensare este hc
2.4.1.4Instabilitatea convectiv
Variaia presiunii cu verticala este dat de
g
z
p=
d
d.
Densitatea, , depinde i ea de presiune i temperatur,
+=
R
g
z
T
Tz d
d1
d
d1
astfel nct rezolvarea ecuaiei de mai sus nu este imediat. Densitatea este constant dac un
gradientul vertical al temperaturii are valoarea:
R
g
dz
dT= = -3,4C/100 m
Acest gradient se numete gradient de autoconvecie iar n acest caz scderea densitii
odat cu creterea nlimii este compensat de creterea densitii cauzat de scderea
temperaturii. Dac temperatura scade mai repede dect aceast valoare atunci atmosfera este
convectiv instabil, adic straturile superioare de aer sunt mai dense i cad peste cele de dedesubt.
2.4.1.5Inversiunea termic.
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
47/131
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
48/131
45
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
49/131
50
3. BUGETUL TERMIC AL PMNTULUI
3.1. RADIA
IA TERMIC
Soarele este principala surs de energie care guverneaz i condiioneaz toate procesele
care au loc n atmosfera terestr i la suprafa. Pentru a nelege climatul, vremea, procesele
biologice i interaciunea dintre acestea trebuie cunoscut modul n care radiaia solar
interacioneaz cu atmosfera terestr. Energia primit de la Soare este sub form de radiaii
electromagnetice. Radiaia electromagnetic este o form de energie care se propag prin
intermediul undelor electromagnetice i care interacioneaz cu atomii i moleculele ntr-ovarietate de moduri.
3.1.1. Soarele i radiaia solar
3.1.1.1. Soarele
Distana dintre Soare i Pmnt este de s11 R215m105,1 , unde Rs este raza Soarelui i se
numete unitate astronomic, UA.
Soarele este format dintr-un nucleu extrem de fierbinte astfel nct temperatura este
suficient de ridicat nct s aib loc ciclul 1212 CC . Nucleul este nconjurat de o zon radiativ,
care la rndul ei se afl n interiorul zonei convective. Straturile superioare ale Soarelui sunt
cromosfera i fotosfera, ultima fiind i sursa radiaiei din domeniul vizibil; ionii negativi de H
absorb radiaia vizibil; lumina vizibila provine de la maxim 400 km de sub suprafaa fotosferic.
Temperatura crete mult ctre exterior, odat cu distanarea fa de centru. n sfrit, corona solar
mbrac Soarele ntr-un strat de plasm avnd temperatura cea mai ridicat, K106T , care se
extinde mult n spaiul interplanetar. Masa Soarelui este estimat la cca 2*1030 kg, densitatea sa
medie este aproximativ 14000 kg/m3, acceleraia sa gravitaional este de 30 de ori mai mare dect
cea a Pmntului. Pe lng energia electromagnetic, el emite permanent n spaiu un flux de
particule energetice care este cunoscut sub denumirea de vnt solar. innd cont de viteza luminii
n vid, radiaia luminoas i radiaiile X parcurg distana Soare Pmnt n 8 minute, ceea ce
nseamn c acesta este timpul minim n care se poate primi o avertizare n legtur cu activitatea
deosebit a Soarelui. Fluxurile de particule emise de Soare ajung mai trziu iar timpul depinde de
viteza acestor n spaiu, care variaz foarte mult n jurul unei medii de 400 km/s. De asemenea,Soarele are cmp magnetic propriu a crui natur nu este nc pe deplin cunoscut i ale crui
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
50/131
51
variaii sunt sursa expulsiilor de particule solare, a petelor negre, a furtunilor geomagnetice care
sunt rezultatul interaciunii vntului solar cu atmosfera terestr.
Soarele este o mas de gaz care se rotete nu ca un bloc compact, ci cu o vitez unghiular
care este diferit la diferite latitudini, )( ss f = , dup relaia ( )/zisin7,24,13 02 ss = (de
exemplu la zi/1175 00 = ss iar la zi/4,130 00 = ss . Acest tip de rotaie se numete
rotaie difereniat sinodici se face cu perioada ( )zileT ss 2sin4,59,26 += . Rotaiile solare sunt
numerotate considernd c o rotaie complet este aceea care are loc cu perioada de 27 de zile la
latitudinea de 8 grade. Numerotarea rotaiilor a nceput la 8.02.1832 cu nr. 1 iar sistemul de
numerotare se numete sistemul Bartels.
3.1.1.2. Radiaia solar
Energia radiat de Soare este rezultatul unor reacii termonucleare care transform protonii(atomii de hidrogen) n particule Reaciile care au loc n Soare sunt:
MeVheHHH 42,0211 ++++
MeVHeHH 5,5322 +++ (3.1)
MeVHHeHeHe 8,1221433 +++
n timpul acestui proces masa este convertit n energie (aa cum spune cunoscuta lege a
energiei a lui Einstein) cu o rat de cca. 4106 t/sec. Puterea emis de Soare este de cc 3,9 *1023
kW. Energia emis de Soare nu este constant n timp, avnd att variaii periodice ct i variaii
brute, acestea din urm datorate exploziilor solare. Cea mai importanta variaie este cea de 11 ani,
numit ciclu solar i care reprezint perioada cu care variaz numrul petelor solare de pe
suprafaa solar. Petele solare sunt regiuni de la suprafaa Soarelui caracterizate de un cmp
magnetic mult mai mare dect cel normal, i care emit mai puin radiaie n domeniul vizibil,
astfel nct apar ca nite pete ntunecate. Pe de alt parte radiaia emis de acestea este intensificat
n domeniul UV, de unde si pericolul crescut al expunerii necontrolate la Soare in perioadele de
maxim solar. Exploziile solare sunt i ele mai active atunci n perioadele de maxim solar, n care
numrul petelor solare este mare. Activitatea solar se poate msura prin numrul de pete solare
ns o msur mai exact, folosit ca indicator al acesteia, este fluxul de energie radiat la
frecvena de 2800 MHz, indicele F10.7, care corespunde lungimii de und de 10,7 cm, din
domeniul radio. Exist si un ciclu de 27 de zile, legat de datorat rotaiei Soarelui n jurul axei
proprii.
Spectrul radiaiei electromagnetice se mparte n cteva domenii, funcie de lungimea de
und (frecvena).
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
51/131
52
Raze
Raze X
L u mi n a
Radiaia IR
Microunde
Und e radio
Frecven ()
Lungimed e u n d
( )3 101 1TH z 10 - 6 n m
3 109TH z 10- 4 n m
3 107TH z 10 - 2 n m
3 105TH z 1 n m
3 103TH z 102 n m
30 THz 103 n m
3 THz 0,1 m m
30 GH z 1 cm
300 M Hz 1 m
300 kHz 1 km
30 kHz 10 km
Raze U V
Radiaia IR
V ioletIndigoA lbastruV erdeG albenO ranjRo u
7 5 0 T H z =400 nm
4 3 0 T H z =700 nm
Energie
Fig. 4.1 Spectrul undelor electromagnetice.
Energia radiaiei scade pe msur ce lungimea de und crete
Razele gamma sunt undele care au cea mai scurt lungime de und, deci au frecvena cea
mai mare i deci energia,E = h, este maxim. La interaciunea cu substana ele ionizeaz complet
atomii sau moleculele i sunt deci radiaii ionizante. Domeniul urmtor este cel al radiaiei X. O
caracteristic a lor este c nsoesc exploziile solare. Ca i razele gamma, razele X sunt i ele
ionizante, dei randamentul acestora din urm este mai mic. Cele dou tipuri fac parte din radiaiacosmic. Radiaiile cu lungime de und mai mare i energii mai mici sunt radiaiile UV. n
comparaie cu radiaiile X puterea lor de ionizare este mult sczut, ns sub efectul lor moleculele
se rup, astfel nct ele sunt foarte duntoare pentru organism. Domeniul UV se subdivide n trei
domenii: radiaiile UV-A (320 nm 400 nm) care ajung aproape nemodificate la suprafaa
Pmntului, UV-B (295 nm 320 nm) care sunt absorbite de ozon ns nu n totalitate i radiaiile
UV-C, la lungimi de und mai mici dect 295 nm, care sunt aproape total absorbite de atmosfer.
Lumina sau radiaia vizibil, cu lungimea de und ntre aproximativ 400 i 700 nm, este practicacea radiaie a crei frecven i permite interaciunea cu retina ochiului. Radiaia vizibil nu este
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
52/131
53
ionizant. La lungimi mai mari de und ncepe domeniul infrarosu, IR, unde energia este mult
prea mic pentru a avea un efect asupra interiorului moleculelor sau atomilor. Pe de alt parte,
energia radiaiei IR este suficient pentru a schimba energia de vibraie a moleculelor, i deci
temperatura lor. Urmeazmicroundelei, n sfrit, domeniul undelorradio, care se ntinde pe
mai multe ordine de mrime.
3.1.2. Legi ale radiaiei
Radiana se definete ca fiind energia pe unitatea de suprafa normali timp.
tS
WR
n =
Radiana este direct proporional cu puterea a patra a temperaturii, dup legea Stefan
Boltzmann:R = eT4
unde este constanta Stefan Boltzmann, = 5,67 *10+8 Wm-2K-4 iare este emitana, care masoara
capacitatea corpurilor gri de a emite radiaie.
Lungimea de und a radiaiei maxime emise de un corp este invers proporional cu
temperatura, aa cum arat legea lui Wien:
max T= ct= 2898 mm K
Corpurile fierbini emit mai mult energie radiant la lungime de und scurt. Aceast legeexplic faptul c energia radiaiei emise de Soare este maxim la o lungime de und de cca. 0.5
mm (domeniul UV-vizibil) n timp ce Pmntul, cu o temperatur medie de 285 K emite radiaie
cu lungime de und de cca. 10 mm (domeniul IR).
Pmntul primete la limita superioar a atmosferei cca. 1353 (21) W/m2 (1,97 cal/cm2
min), valoare numitconstanta solar, adic mai puin dect jumtate de bilionime din ce emite
Soarele. Aceasta se explic pe baza faptului c energia este distribuit pe o arie din ce n ce mai
mare, adic intensitatea scade cu ptratul distanei fa de surs.
2
1
RI .
Energia primit de Pmnt variazi din cauza orbitei Pmntului n jurul Soarelui, care
este o elips. Distana Soare Pmnt variaz cu 3,5% i atunci iradierea la afeliu este cu cca. 7%
mai mare dect la periheliu. Acest lucru este mascat de nclinarea axei de rotaie a Pmntului cu
23.
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
53/131
54
3.1.3. Interaciunea radiaiei cu substana
O parte din radiaia solar care ajunge la suprafaa terestr este nemodificat, o alta este
modificat n urma proceselor de absorbie i difuzie iar o parte se pierde n spaiu n urma
reflexiei.
Radiatia solar
nor5
2
44
2 13
3
Suprafaa terestr
Limita superioar
a atmosferei
Fig. 4.2 Procesele suferite de radiaia solara la interaciunea cu atmosfera.
Dup cum se vede n figura alturat, radiaia solar sufer urmtoarele procese:
1 este reflectat de atmosfer (6%)
2 este reflectat de nori(20%)
3 este reflectat de suprafaa terestr (4%)4 este absorbit de atmosferi nori (19%)
5 ajunge nemodificat la suprafaa terestr (51%)
3.1.3.1. Reflexia
Radiaia reflectat depinde de caracteristicile fizice ale suprafeei de inciden i de
nlimea acesteia deasupra orizontului. Se definete un factor numit albedo, care este raportul
dintre energia radiaiei reflectate i cea a radiaiei globale incidente,
(%)incidentaglobalaradiatia
reflectataradiatiaA =
Albedo-ul global terestru se compune din albedo-ul suprafeei terestre, cel atmosferic i
cel al norilor, noriatmr. AAAA ++= sup . Cea mai important contribuie o au norii, cu un procent
care poate ajunge local pn la 90%. Valoarea medie global este de 0.3. Albedo-ul suprafeelor de
ap depinde de adncime, de starea de turbulen, i de unghiul sub care cade lumina. Reflexia
crete odat cu unghiul de zenit (deviaia Soarelui fa de normala locului: zenitul este zero cnd
Soarele este deasupra capului i 90 cnd acesta este la orizont) i este cu att mai mare cu ct
-
8/6/2019 Fizica Atmosferei - dwnld
54/131
55
suprafaa este mai puin tulbure. Regiunile polare au albedo-ul cel mai mare n timpul verii,
datorit pe de o parte iluminrii solare, pe de alta a reflectivitii puternice a gheii.
Tabel 4.2. Valori ale albedo-ului pentru diferite suprafee
Natura suprafeei Albedo
Zpad 75 95
Nori cumuliformi 70 - 90
Nori superiori (cirrostratus) 44 50
Ghea 30 40
Nisip 35 45
Deert 25 30
Beton 17 25
Iarb 10 20
Asfalt 5 15
Luna 7
Cmpii cultivate (verzi) 3-15
Pduri de conifere 5-15
Apa pentru zenit 0 2
Apa pentru zenit 50 2.5
Apa pentru zenit 90 99
Planeta PMANT 30 (media cuprinznd albedo-ul
oceanelor, suprafeelori atmosferei)
3.1.3.2. mprtierea (difuzia)
Difuzia este procesul fizic prin care particulele absorb energia i o redistribuie pe direciidiferite. Este un fenomen fizic datorat interaciunii radiaiei luminoase cu materia prin devierea
factorilor incideni n toate direciile, care duce l
top related