Climatologie

CLIMATOLOGIE

Curs 1: Radiatia terestra – Rt

- reprezinta emisia neintrerupta a radiatiei terestre in domeniul infrarosu

- intensitatea ei depinde de temperatura absoluta (T) a suprafetei terestre, care la randul ei este determinata de intensitatea radiatiei globale (Q) → regimul diurn al radiatiei terestre urmareste intocmai regimul diurn al radiatiei globale prezent, valori maxime la amiaza si minime dimineata

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

- Radiatia efectiva Ef reprezinta diferenta dintre radiatia terestra si radiatia atmosferica ( Ef=Et – Ea)

- daca se ia in considerare faptul ca de regula temperatura suprafetei terestre este mai mare decat cea a atmosferei atunci Et > Ea, Ef reprezinta insa o pierdere de caldura pentru suprafata terestra

- exista insa si situatii in care radiatia atmosferica Ea o depaseste pe Et, ceea de determina schimbarea sensului radiatiei efective care devine astfel un aport de caldura petnru suprafata terestra.

- valoarea medie a intensitatii radiatiei efective variaza intre 0,10 si 0,30 cal/cm²/min

- marimea ei depinde de temperatura si umezeala suprafetei terestre. Astfel temperaturi mari ale suprafetei active duc la cresterea radiatiei efective prin sporirea Et. Dimpotriva temperaturi mari ale atmosferei (inversiuni termice) duc la scaderea radiatiei efective prin sporirea radiatiei atmosferice.

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

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

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

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

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

- pe vertical intensitatea Ef creste cu altitudinea datorita scaderii si cresterii transparentei aerului

- cunoasterea intensitatii Ef joaca un rol important in schimbul caloric neincetat dintre suprafata terestra si atmosfera de deasupra, fiind utila in prognozarea ingheturilor si ceturilor radiative, in calcularea bilantului radiativ.

Curs 2 : Bilantul radiativ

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

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

B = Q – RS + Eef

B = Q (1 – A) – Eef (bilantul radiativ ziua)

Noaptea, in absenta radiatiilor de unda scurta, formula bilantului radiativ este : B = - Eef = Et - Ea

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

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

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