Descrierea CIP a Bibliotecii Na ționale a României POVARĂ, RODICA Meteorologie general ă / Rodica Povar ă, București: Editura Funda ției România de… [621336]

RODICA POVAR Ă

METEOROLOGIE GENERAL Ă

Descrierea CIP a Bibliotecii Na ționale a României
POVARĂ, RODICA
Meteorologie general ă / Rodica Povar ă,
București: Editura Funda ției România de Mâine, 2006
212 p., 20,5 cm ISBN 973-725-506-2
551.5

© Editura Funda ției România de Mâine , 2006

Redactor: Octavian CHE ȚAN
Culegere text: Rodica POVAR Ă,
Raluca NICOLAE
Tehnoredactare: Raluca NICOLAE
Florentina STEMATE Coperta: Marilena B ĂLAN

Bun de tipar: 3.02.2006; Coli tipar: 13,25
Format: 16/61 x 86

Editura și Tipografia Funda ției România de Mâine
Splaiul Independen ței, Nr. 313, Bucure ști, S. 6, O. P. 83
Tel./Fax.: 316 97 90; www.spiruharet.ro e-mail: [anonimizat]

UNIVERSITATEA SPIRU HARET
FACULTATEA DE GEOGRAFIE

RODICA POVAR Ă

METEOROLOGIE
GENERAL Ă

EDITURA FUNDAȚ IEI ROMÂNIA DE MÂINE
București, 2006

5

CUPRINS

PREFAȚĂ ………………………………………………………… 5
1. INTRODUCERE ÎN METEOROLOGIE
1.1. Defini ție. Obiect de studiu. Sarcini ……………………………………. 11
1.2. Metode de cercetare în Meteorologie………………………………….. 12
1.3. Rețeaua de staț ii meteorologice. Organiza ția
Meteorologic ă Mondială………………………………………………….. 14
1.3.1. Posturile meteorologice sau pluviometrice …………… 14 1.3.2. Sta țiile meteorologice ……………………… ……….. 15
1.3.3. Observatoarele aerologice …………………………… 16
1.4. Istoricul Meteorologiei……………………………………………………… 16
1.4.1. Dezvoltarea Meteorologiei pe glob ………………….. 16 1.4.2. Dezvoltarea Meteorologiei în România ……………… 20
1.5. Ramurile Meteorologiei ……………………………………………………. 22 1.6. Relația Meteorologiei cu alte științe……………………………………. 23
2. ATMOSFERA TERESTR Ă
2.1. Origine. Form ă. Limite……………………………………………………… 25
2.1.1. Originea atmosferei………………………………………………… 25 2.1.2. Forma atmosferei …………………………………………………… 26 2.1.3. Limitele atmosferei………………………………………………… 27
2.2. Masa și densitatea at mosferei…………………………………………….. 28
2.3. Compozi ția aerului at mosferic …………………………………………… 29
2.3.1. Elemente constante ………………………………………………… 29 2.3.2. Elemente variabile …………………………………………………. 30 2.3.3. Aerosolii ………………………………………………………………. 32
2.4. Structura atmosferei …………………………………………………………. 33
2.4.1. Structura vertical ă………………………………………………….. 33
2.4.2. Structura orizontal ă………………………………………………… 36
2.5. Poluarea aerului……………………………………………………………….. 37
2.5.1. Gazele cu efect de ser ă……………………………………………. 39
3. ENERGIA RADIANT Ă
3.1. Tipuri de radia ții în atmosfer ă……………………………………………. 43
3.2. Spectrul radia țiilor solare ………………………………………………….. 44
3.2.1. Radia țiile ultrav iolete……………………………………………… 44

63.2.2. Radia țiile vizibile…………………………………………………… 44
3.2.3. Radia țiile infraro șii ………………………………………………… 45
3.3. Factorii care influen țează radiația solară……………………………… 46
3.3.1. Durata de insola ție …………………………………………………. 46
3.3.2. Unghiul de incidență ………………………………………………. 47
3.3.3. Distan ța Pământ-Soare……………………………………………. 48
3.3.4. Influenț a atmosferei ……………………………………………….. 48
3.4. Componentele fl uxului radiativ………………………………………….. 49
3.4.1. Radia ția solară directă (S)……………………………………….. 49
3.4.2. Radia ția solară difuză (D) ……………………………………….. 52
3.4.3. Radia ția globală sau totală (Q)…………………………………. 53
3.4.4. Radia ția reflectat ă (R) și absorbită (a) ………………………. 53
3.4.5. Radia ția terestră (Et) ………………………………………………. 55
3.4.6. Radia ția atmosferic ă (Ea)………………………………………… 56
3.4.7. Radia ția efectivă (Re) …………………………………………….. 56
3.5. Bilanț ul radiativ-caloric…………………………………………………….. 57
3.5.1. Bilanț ul radiativ (Br) al suprafe ței terestre ………………… 57
3.5.2. Bilanț ul radiativ al sistemului P ământ-Atmosfer ă………. 59
3.5.3. Bilanț ul caloric (Bc) ………………………………………………. 61
4. TEMPERATURA SOLULUI ȘI A MARILOR SUPRAFE ȚE

DE APĂ
4.1. Încălzirea suprafe ței terestre………………………………………………. 63
4.2. Temperatura solului …………………………………………………………. 64
4.2.1. Factorii care influen țează temperatura solului ……………. 65
4.2.2. Temperaturii suprafe ței solului………………………………… 71
4.2.3. Temperaturile extreme de la suprafa ța solului……………. 76
4.2.4. Varia ția temperaturii solului în adâncime………………….. 77
4.2.5. Înghe țul solului ……………………………………………………… 80
4.3. Temperatura apei……………………………………………………………… 82
4.3.1. Regimul termic al marilor suprafe țe de apă……………….. 82
4.3.2. Varia țiile temperat urii apei ……………………………………… 85
4.3.3. Temperatura marilor suprafe țe de apă în diferite
zone geografice…………………………………………………….. 86
4.4. Circuitul caloric în sol și apă……………………………………………… 87
4.4.1. Circuitul caloric diurn…………………………………………….. 87
4.4.2. Circuitul caloric anual…………………………………………….. 87
5. TEMPERATURA AERULUI
5.1. Încălzirea și răcirea aerului ……………………………………………….. 89
5.1.1. Modalit ățile de transmitere a c ăldurii în aer ………………. 89
5.1.2. Răcirea aerului………………………………………………………. 92
5.2. Varia țiile temperatur ii aerului ……………………………………………. 93
5.2.1. Varia țiile temporale ……………………………………………….. 93
5.2.2. Varia țiile neperiodice sau accidentale……………………….. 97
5.2.3. Varia țiile spațiale …………………………………………………… 97

75.3. Transform ările adiabatice ale aerului ………………………………….. 101
5.4. Stabilitatea și instabilitatea vertical ă a atmosferei…………………. 103
5.4.1. Stratifica ția instabil ă………………………………………………. 103
5.4.2. Stratifica ția stabilă…………………………………………………. 105
5.4.3. Stratifica ția indiferent ă…………………………………………… 105
5.5. Inversiunile de temperatur ă……………………………………………….. 105
5.5.1. Inversiunile termice ……………………………………………….. 106
5.5.2. Inversiunile dinamice……………………………………………… 106 5.5.3. Inversiunile mixte ………………………………………………….. 107
6. VAPORII DE AP Ă ÎN ATMOSFER Ă
6.1. Sistemul de faze al apei…………………………………………………….. 108
6.2. Evaporarea și evapotranspira ția………………………………………….. 110
6.2.1. Evaporarea ……………………………………………………………. 110 6.2.2. Evapotranspira ția …………………………………………………… 111
6.3. Umezeala aerului……………………………………………………………… 111
6.3.1. Mărimile care definesc umezeala aerului…………………… 112
6.3.2. Regimul um ezelii aerului………………………………………… 115
6.4. Condensarea și sublimarea vaporilor de ap ă………………………… 119
6.4.1. Condi țiile principale ale condens ării vaporilor de ap ă…. 119
6.5. Forme de condensare și sublimare a vaporilor de ap ă …………… 120
6.5.1. Produse primare de condensare ……………………………….. 120 6.5.2. Condensarea și sublimarea vaporilor de apă pe
suprafața terestră…………………………………………………… 123
6.6. Norii ………………………………………………………………………………. 125
6.6.1. Geneza norilor ………………………………………………………. 125 6.6.2. Clasificarea norilor ………………………………………………… 126 6.6.3. Descrierea norilor ………………………………………………….. 130
6.7. Nebulozitatea și durata de str ălucire a Soarelui…………………….. 134
6.7.1. Nebulozitatea ………………………………………………………… 134 6.7.2. Durata de stră lucire a Soarelui…………………………………. 138
6.8. Precipita țiile atmosferice…………………………………………………… 139
6.8.1. Geneza precipita țiilor……………………………………………… 139
6.8.2. Clasificarea precipita țiilor……………………………………….. 142
6.8.3. Regimul precipita țiilor …………………………………………… 145
6.
9. Bilanț ul umidității la suprafa ța Terrei …………………………………. 149
7. DINAMICA AERULUI
7.1. Presiunea aerului ……………………………………………………………… 151
7.1.1.Varia țiile temporale ………………………………………………… 152
7.1.2 Varia țiile spațiale ……………………………………………………. 156
7.2. Vântul…………………………………………………………………………….. 160
7.2.1. Defini ție și geneză…………………………………………………. 160
7.2.2. Forț ele care ac ționează asupra aerului în mi șcare……….. 160
7.2.3. Elementele caract eristice vântului …………………………… 163
7.2.4. Clasificarea vânturilor…………………………………………….. 166

88. METEORII
8.1. Defini ție …………………………………………………………………………. 168
8.2. Tipuri de meteori……………………………………………………………… 168
8.2.1. Hidrometeorii………………………………………………………… 168
8.2.2. Litometeorii ………………………………………………………….. 173 8.2.3. Fotometeorii………………………………………………………….. 174 8.2.4. Electrometeorii ……………………………………………………… 180
9. NOȚIUNI FUNDAMENTALE DE METEOROLOGIE
SINOPTIC Ă
9.1. Masele de aer…………………………………………………………………… 184
9.1.1. Clasificarea maselor de aer ……………………………………… 184
9.2. Fronturile atmosferice ………………………………………………………. 187
9.2.1. Clasificarea fronturilor atmosferice ………………………….. 189
9.3. Ciclonii și anticiclonii ………………………………………………………. 194
9.3.1. Geneza ciclonilor și anticiclonilor ……………………………. 194
9.3.2. Ciclonii ……………………………………………………………….. 198 9.3.3. Anticiclonii …………………………………………………………… 200
9.4. Prognoza meteorologic ă……………………………………………………. 204
9.4.1. Radarul și prognoza meteorologic ă………………………….. 205
9.4.2. Sateli ții și prognoza meteorologic ă…………………………… 206
9.4.3. Modele matematice atmosferice și prognoza
meteorologic ă………………………………………………………. 207
BIBLIOGRAFIE …………………………………………………………………….. 210

9
PREFAȚĂ

Meteorologia este o disciplin ă de bază a Geografiei fizice, cu o
importanță deosebit ă în formarea viitorilor geografi, cu profiluri
diferite, profesori sau specialiș ti în cercetarea mediului și, de ce nu, a
viitorilor meteorologi. Procesele ș i fenomenele fizice care se petrec în
atmosferă și la suprafa ța terestră contribuie în mod considerabil la
formarea peisajelor geografice, stând la baza și influențând toate
fenomenele ce se produc în cadrul celorlalte geosfere : hidrosfera,
reliefosfera, climatosfera, biosfera etc., studiate în cadrul Facult ății de
Geografie. De aici rezult ă complexitatea ș i interdisciplinaritatea
științei meteorologice cu celelalte științe ale mediului natural ș i uman
și aplicativitatea ei practic ă.
Cursul de fa ță este destinat studenț ilor din anul I, de la toate
formele de înv ățământ geografic (zi, frecven ță redusă și la distan ță) și
cuprinde nou ă capitole în care sunt prezentate principalele procese și
fenomene fizice și geografice care se produc în atmosfer ă și,
îndeosebi, în stratul inferior al acesteia, troposfera. S-a încercat o
abordare logic ă, concisă, clară și ac
cesibilă studenților, a tuturor
fenomenelor din spa țiul aerian apropiat suprafe ței terestre,
materializate prin elemente meteorologice observabile și
cuantificabile, cum sunt: radia ția solară, temperatura aerului și solului,
umezeala aerului, nebulozitatea, durata de str ălucire a Soarelui,
precipitațiile atmosferice, presiunea aerului, vântul etc.
Problematica specific ă este abordat ă în mod clasic, dar și
modern, mai ales, în prezentarea unor teorii noi legate de circula ția
aerului prin intermediul anticiclonilor mobili polari și a elabor ării
prognozelor meteorologice cu ajutorul unor metode și mijloace
moderne de investigare, conform nor melor în vigoare ale O.M.M. În
acest sens, sunt prezentate performan țele obținute în activitatea de
prognoză meteorologic ă, în general, și din România, în particular, prin
utilizarea informa țiilor radar, satelitare și a unor modele matematice
atmosferice de prevedere a vremii pe diferite perioade de timp, de la câteva ore (know casting) la câteva zile (5-10) și chiar mai mult.

10Pentru analiza celor propuse s-au folosit o vast ă literatură de
specialitate din țară și străinătate, rezultate proprii ale activit ății de
cercetare efectuat ă de-a lungul anilor, dar și un material grafic bogat și
variat, care s ă permită studenților înțelegerea cât mai bun ă a acestei
discipline.

11
1. INTRODUCERE ÎN METEOROLOGIE

1.1. Definiție. Obiect de studiu. Sarcini

Meteorologia este știința care studiaz ă structura și propriet ățile
atmosferei, fenomenele și procesele fizice care se produc în atmosfer ă, în
general, și în troposfer ă, în particular, în scopul prognoz ării sau prevederii
vremii. Ea face parte din categoria științelor geonomice
1, care studiaz ă
învelișurile Pă mântului: atmosfera, litosfera, hidrosfera, pedosfera,
reliefosfera, biosfera, climatosfera, criosfera, apar ținând Geografiei.
Denumirea de METEOROLOGIE este de origine greacă2, de aici
apare vechimea științei, mult timp preocupă rile meteorologiei fiind
confundate cu ale astronomiei. Tratatele de meteorologie studiau ș i
problemele meteori ților (meteoarelor) de origine extraterestr ă. Începând cu
Aristotel (384 î.Hr.) și până la Kämtz (1835), în publica țiile apărute,
problemele meteorologiei și ale astronomiei erau tratate în comun.
Obiectul de studiu al Meteorologiei este reprezentat de aerul
atmosferic, în care un rol deosebit de important îl au vaporii de ap ă a căror
cantitate este în permanent ă schimbare ca urmare a înc ălzirii și răcirii
aerului. Acesta, în deplasarea lui prin intermediul curen ților aerieni,
transportă de la o regiune geografic ă la alta cea ța și norii, responsabili de
apariț ia celor mai importante fenomene care genereaz ă aspectul vremii la
un moment dat. Transform ările care au loc în atmosfer ă sunt procese și
fenomene fizice, meteorologia mai fiind denumit ă și fizica atmosferei.
Totalitatea fenomenelor și proceselor fizice din atmosfer ă – care
caracterizeaz ă starea atmosferei la un moment dat și într-un anumit loc –
constituie vremea , iar succesiunea în timp a st ării fizice a atmosferei
reprezintă evoluția sau mersul vremii . Caracteristicile vremii sunt
reprezentate prin valori cantitative și calitative ale fenomenelor și
proceselor fizice din atm
osferă, ce poart ă denumirea de elemente
meteorologice : radiația solară , temperatura aerului ș i a solului,
nebulozitatea și durata de str ălucire a Soarelui, precipita țiile atmosferice,

1 Termen, adoptat de Academia Română , care define ște toate științele
care studiaz ă subsistemele ce alc ătuiesc geosistemul: geologice, geofizice,
geografice.
2 Meteoron – ceva ce se petrece în aer; logos – cuvânt, știință, vorbire.

12presiunea atmosferic ă și vântul. Cuantificarea acestor elemente
meteorologice se realizeaz ă prin determin ări și observații vizuale, dar și
prin măsurători instrumentale, toate acestea reprezentând observațiile
meteorologice . Toate datele rezultate din acest complex de observa ții
meteorologice sunt utilizate de serviciile meteorologice în scopul elaboră rii
prognozelor și emiterii avertiz ărilor asupra apari ției și evoluției unor
fenomene periculoase. Aceste informaț ii sunt transmise organelor centrale
și locale de stat, diferitelor institu ții, în scopul asigur ării și protecției
meteorologice a naviga ției aeriene și maritime, a transporturilor rutiere și
feroviare, a lucr ărilor agricole ș i a stării de sănătate a organismelor vii. În
același timp, aceste date sunt folosite în schimbul interna țional de mesaje
meteorologice.
Sarcina principal ă a Meteorologiei este aceea de a descoperi
legile care guvernează procesele și fenomenele din atmosfer ă în
scopul prognoz ării lor. De asemenea, Meteorologia, care devine tot
mai mult o știință cu mare aplicativitate practic ă, are ca sarcini
perfecționarea continu ă a metodelor de prevedere a vremii sau
timpului și a metodelor de influen țare activă asupra evolu ției vremii.
În acest sens, informaț iile meteorologice sunt din ce în ce mai
necesare în toate domeniile activit ății umane: agricultur ă, construc ții,
transporturi, telecomunica ții, lucrări hidrotehnice și ameliora ții,
balneo-climatologie, turism, urbanism, asisten ță socială etc.
Prin folosirea mijloacelor tehnice moderne, omenirea are
posibilitatea unei interven ții active în desf ășurarea unor procese
atmosferice, cum ar fi: activarea sistemelor noroase și a precipita țiilor
atmosferice, sistemele antigrindin ă, disiparea ce ții, combaterea unor
fenomene periculoase ca înghe țul, seceta, inunda țiile etc.

1.2. Metode de cercetare în meteorologie

Metodele de baz ă în cercetarea fenomenelor și proceselor fizice
din atmosfer ă sunt observa ția și experimentul .
Observațiile meteorologice pot fi vizuale și instrumentale . Cele
vizuale permit aprecierea calitativ ă asupra unor fenomene atmosferice
care nu pot fi determinate instrumental: nebulozitatea (gradul de
acoperire a cerului cu nori și felul norilor), producerea unor
hidrometeori (cea ța, roua, bruma, poleiul), a unor fenomene optice
(halo), a st ării solului, a caracterului stratului de z ăpadă etc.
Observațiile i
nstrumentale se efectueaz ă cu ajutorul aparaturii și
instrumentarului meteorologic. Exist ă instrumente cu citire direct ă:
termometrul (temperatura aerului și a solului), higrometrul (umezeala
aerului), barometrul (presiunea atmosferic ă), pluviometrul (precipita țiile

13atmosferice), anemometrul (vântul), ch iciurometrul (grosimea stratului de
chiciură), rigla de z ăpadă (grosimea stratului de z ăpadă) etc. Pentru
înregistrarea evolu ției diurne sau s ăptămânale a diferiț ilor parametri
meteorologici sunt folosite aparatele înregistratoare: termograf, barograf,
higrograf, pluviograf, anemograf, heliograf etc.
Pentru determinarea fenomenelor atmosferice din regiunile greu
accesibile se utilizeaz ă stațiile meteorologice automate și sateliții
meteorologici, dintre care cei mai cunoscu ți sunt NOAA, METEOR și
TIROS. Pentru cercetarea dinamicii atmosferei, a apei din sol și a
rezervelor de apă din stratul de z ăpadă se folosesc izotopi radioactivi ,
radiosondele, radarul, laserul, balonul pilot, rachete și avioane
meteorologice, navete spa țiale.
Izotopii radioactivi oferă meteorologiei o nou ă metodă de
cercetare, îndeosebi a circula ției maselor de aer, dar și a microfizicii
norilor, ce ții și precipita țiilor.
Radiosonda recepționează de la sol valorile variabilelor
meteorologice de la înă lțimi de peste 30 km.
Radarul meteorologic , sistem electromagnetic activ, folose ște la
depistarea și urmărirea fro nturilor atmosferice, a direc ției și vitezei de
deplasare a acestora, la descoperirea zonelor cu precipita ții și cu
perturbații atmosferice, la cercetarea microfizicii norilor și
precipitațiilor, a fenomenelor periculoase etc.
Laserul, tot un sistem electromagnetic activ, perturb ă controlat
mediul și măsoară răspunsul la o excitare optic ă. Fasciculul luminos
determină cu o precizie mult mai mare regiunea de la care se prime ște
răspunsul. Cu instala ții laser se m ăsoară concentra ția în aerosoli, în ălțimea
bazei norilor, compozi ția lor, dar ș i a ceții, prezența și variația concentra ției
unor gaze, depistarea de la distan ță a unor perturba ții atmosferice (cicloni
tropicale, furtuni etc.), direc ția și viteza vântului etc.
Spectroscopia este o metod ă optică folosită în meteorologie
pentru determinarea aurorelor polare, dar și a altor fenomene
referitoare la compoziț ia și starea atmosferei la în ălțimi mari.
Rachetele meteorologice sunt, de asemenea, folosite pentru
cerc
etarea atmosferei înalte, valorile elementelor m ăsurate fiind
transmise prin radio.
Sateliții meteorologici studiază atmosfera din spa țiul
extraterestru pe suprafe țe mari și pe timp îndelungat. Se transmit
fotografii ce furnizează informații asupra sistemelor noroase, maselor
de aer și fronturilor atmosferice aflate în deplasare, ciclonilor tropicali,
altor fenomene meteorologice utilizate în prognoza meteorologică .
Experimentul reprezintă o metodă aplicată în condiții naturale
pentru stimularea artificial ă a precipita țiilor atmosferice și pentru

14disiparea ce ții și a grindinii cu ajutorul rachetei antigrindin ă.
Cercetările experimentale în laboratoare se efectueaz ă în scopul afl ării
structurii microfizice a norilor și precipita țiilor atmosferice, a unor
fenomene aerodinamice, electrice, acustice și optice din atmosferă .
În afara acestor metode expuse anterior, se mai folosesc
mijloace moderne statistico-matematice, de calcul electronic, de
analiză prin intermediul calculatoarelor performante.

1.3. Rețeaua de sta ții meteorologice.
Organiza ția Meteorologic ă Mondial ă

Cel mai important lucru în Meteorologie este observa ția
meteorologic ă. Aceasta const ă în aprecierea calitativ ă a particularităț ilor
fenomenelor meteorologice, dar și în determinarea cantitativ ă a valorilor
diferitelor variabile atmosferice. Observa ția meteorologic ă stă la baza
tuturor activităț ilor din domeniu, materializate prin:
• informarea zilnic ă a meteorologilor previzioni ști;
• desfășurarea corect ă a activității de servire meteorologic ă;
• elaborarea prognozelor și asigurarea protec ției meteorologice a
navigației aeriene, maritime, rutiere și a avertizărilor pentru agricultur ă;
• asigurarea schim
bului interna țional de date meteorologice
impus țărilor membre ale Organizaț iei Meteorologice Mondiale;
• stocarea șirurilor de date;
• întocmirea anuarelor, atlaselor și a altor lucr ări de specialitate.
Pentru asigurarea compatibilităț ii observa țiilor meteorologice,
acestea trebuie s ă se realizeze conform normelor emise de că tre Organiza ția
Meteorologic ă Mondială prin îndeplinirea unor condiț ii stricte:
• toate observa țiile să se efectueze numai la orele stabilite și să
se noteze ceea ce s-a m ăsurat în realitate;
• să se efectueze corect cu instrumentar verificat periodic,
etalonat și întreținut conform instruc țiunilor în vigoare; aparatura
trebuie să fie instalată conform instruc țiunilor O.M.M.
Toate observa țiile meteorologice se efectueaz ă în platforme
special amenajate la posturile ș i stațiile meteorologice, dar și la
observatoarele aerologice incluse în re țeaua națională.
1.3.1 . Posturile meteorologice sau pluviometrice
Sunt l
ocații unde se efectuează observații și măsurători asupra
felului și cantității precipita țiilor, grosimii și duratei stratului de
zăpadă. De asemenea, se pot efectua și observații vizuale asupra unor

15fenomene meteorologice periculoase, atunci când este cazul. Unele
posturi sunt dotate și cu termometrie pentru determinarea temperaturii
aerului, acestea denumindu-se posturi termo-pluviometrice .
1.3.2. Stațiile meteorologice
Sunt unități complexe care au în dotare aparatur ă specifică scopului
urmărit. Există, astfel, mai multe categorii de sta ții pentru observa ții:
• sinoptice, cu program din or ă în oră sau din trei în trei ore: 2,
5, 8, 11, 14, 17, 20, 23, ora oficial ă, care furnizeaz ă date pentru
prognoza meteorologic ă;
• climatice, cu aparatura necesar ă pentru determinarea tuturor
elementelor meteorologice efectuate la orele 1, 7, 13, 19, ora local ă;
• actinometrice, pentru determinarea componentelor fluxului
radiativ solar la orele 0, 6, 9, 12, 15, 18, ora local ă;
• agrometeorologice, unde se efectueaz ă măsurători asupra
temperaturii aerului și solului, umezelii aerului, rezervei de ap ă
accesibilă plantelor, fenologiei3, fenometriei4, elementelor de
producție5 pe tipuri de culturi specifice zonei: grâu de toamn ă,
porumb, floarea soarelui, sfecl ă de zahăr, cartof, vi ță de vie, pomi
fructiferi etc. Orele de observa ții sunt acelea și ca la cele climatice, iar
pentru rezerva de ap ă, fenologie ș i fenometrie se efectueaz ă în funcție
de faza fenologic ă și de calendarul lucr ărilor în câmp;
• radar, pentru urm ărirea evolu ției vremii în scopul avertiz ării
în situația producerii unor fenomene periculoase. Observa țiile se fac
din oră în oră, îndeosebi asupra sistemelor noroase, felului și cantității
precipitațiilor. În ultimii ani, în România aceste sta ții au fost dotate cu
radare Doppler, ultraperformante;
• ATP, receptoare ale datelor transmise de sateliț ii
meteorologici, instalate în centre meteorologice importante, unde se
primesc informa ții la 6 sau 12 ore;
• cu program special, unde se fac determin ări asupra
electricității aerului, radioactivit ății aerului, solului și vegetației,
concentra ției de ozon și noxe6. Programul de observa ții este
diferențiat: electricitatea și radioactivitatea la amiaz ă, ozonul la 9, 12,
15, oră locală, iar noxele de la o jum ătate de oră la o lună .

3 Succesiunea fazelor de vegeta ție sau a fenofazelor
4 Măsurarea unor elemente de cre ștere: înălțimea și densitatea
plantelor, grosimea tulpinii, lungimea și diametrul frunzelor etc.
5 Numărul de plante fertile /m2,greutatea a 1000 boabe etc.
6 Impurități și gaze nocive cu efect puternic asupra mediului și
oamenilor.

16Fig. 1. Stațiile cu program agrometeorologic din Re țeaua Națională de stații
meteorologice. Sursa: A.N.M. – colectiv AGRO

În prezent, Re țeaua Naț ională de stații meteorologice din România
este format ă din 160 de sta ții, împărțite pe 7 Centre meteorologice
teritoriale, din care 54 sunt cu program agrometeorologic (fig. 1).

1.3.3. Observatoarele aerologice

Sunt destinate m ăsurării elementelor meteorologice din
atmosfera înalt ă și sunt dotate cu aparatură specială adecvată scopului
urmărit: baloane pilot, radiosonde, rachete meteorologice, laser.
Observațiile se fac la orele 2, 8, 14, 20, or ă locală .

1.4. Istoricul Meteorologiei

1.4.1. Dezvoltarea Meteorologiei pe glob

Interesul pentru aspectul, evolu ția și efectele pozitive sau negative ale
vremii, de care depindea îns ăși viața primilor oameni de pe Terra, ca și a
celorlalte vie țuitoare, dateaz ă încă din perioada preistoric ă.
20 02 0 40 60 80 kmstație automat ă
stație clasicăL E G E N D A
SĂRMAȘU
CRAIOVASLATINADRĂGĂȘANISTOLNICIPITEȘTIRM. VÂLCEA
FUNDULEAPLOIEȘTI
TÂRGOVI ȘTEBUZĂURM. SĂRAT
MANGALIAGALAȚIFOCȘ ANIBÂRLADPIATRA NEAM Ț
VASLUIROMAN
GIURGIUSATU MARE
ZALĂU
DEJBISTRIȚA
ORADEA
CHIȘINEU-CRI Ș
TIMIȘOARA
LUGOJ
BANLOC
TG. JIU
BĂILEȘTI
BECHETSEBEȘ -ALBATG. MURE Ș
DUMBRĂ VENIRȚIĂDĂU
BOTOȘANI
SUCEAVA
COTNARI
IA IȘ
BRĂILATULCEA
CORIGEA
MEDGIDIACONSTANȚ A
ADAMCLISICĂLĂRAȘISL
OBOZIAGRIVIȚA
ALEXANDRIA
TURNU M ĂGURELECURTEA DE ARGE ȘSIBIU
BRAȘOV GHIMBAVADJUD
TECUCIARADSÂNNICOLAUL MAREstație mixtăCentrul Meteorologic
TRANSILVANIA
S.M.A.C. Cluj
1 stație clasic
ții automateă
3 staCentrul Meteorologic
TRANSILVANIA
S.M.A.C. Tg. Mure
2 stații clasice
ții automateș
4 sta
Centrul Meteorologic
MOLDOVA
S.M.A.C. Ia
S.M.A.C. Bac
6 stații clasice
ții automateși
ău
8 sta
Centrul Meteorologic
DOBROGEA
S.M.A.C. Constan ța
3ții automate sta
Centrul Meteorologic
MUNTENIA
S.M.A.C. Buz
S.M.A.C. Pite
4 staț ii clasice
ții automateău
6 staștiCentrul Meteorologic
BANAT-CRI
S.M.A.C. Timi
S.M.A.C. Oradea
4 staț ii clasice
ții automateȘANA
șoara
3 sta
Centrul Meteorologic
OLTENIA
S.M.A.C. Craiova
1 stație clasic
ții automateă
5 sta

17În Grecia antic ă, locul de origine ș i dezvoltare a întregii
civilizații europene, marii filosofi ai diferitelor perioade au avut
preocupări și în domeniul meteorologiei, încercând s ă stabileasc ă
anumite rela ții între mi șcarea vântului, formarea norilor ș i producerea
fenomenelor electrice în atmosfer ă. Au fost construite chiar unele
instrumente pentru determinarea direc ției și intensit ății vântului.
Printre înv ățații lumii antice grece ști trebuie aminti ți: Herodot (484-
425 î.Hr.), cu primele însemn ări de mare fine țe asupra unor fenomene
atmosferice observate în timpul c ălătoriilor sale geografice, descriind,
printre altele, clima Sciț iei, din care f ăcea parte și Dobrogea (despre
clima acestei provincii au ră mas informa ții și în scrierile poetului latin
Ovidiu, exilat aici între anii 9 ș i 17 d.Hr.), Platon (427-347 î.Hr.),
Aristotel (384-322 î.Hr.), autorul primului tratat de meteorologie, în
care a încercat explicarea cauzelor diferitelor fenomene meteorologice
și hidrologice, ca o consecin ță a primelor (circuitul apei în natur ă și
bilanțul hidric al Terrei), Seneca (4 î.Hr. – 65 d.Hr), Ptolemeu (90-168
d.Hr.), care era convins că fenomenul de reflexie al atmosferei se
datora înveli șului gazos al planetei. În antichitatea greac ă se cunoștea
că în funcție
de înclinarea unghiului de inciden ță al razelor solare cu
suprafața terestră se formeaz ă principalele zone de clim ă, iar învățatul
Empedocle a stabilit, înc ă din secolul V î.Hr., rela ția dintre atmosfer ă,
radiația solară, suprafața Pământului, prezen ța suprafețelor acvatice ș i
a apei din atmosfer ă, considerând c ă cele patru elemente de baz ă:
aerul, apa, focul și pământul sunt la originea climatelor: cald, rece,
umed și uscat. Din China antic ă s-au păstrat primele descrieri
climatice (sec. XI î.Hr.).
În Evul Mediu, în perioada marilor descoperiri geografice, o
important ă contribu ție la cunoa șterea fenomenelor atmosferice au
avut-o temerarii navigatori, care s-au confruntat ș i au descris vânturi
importante ca alizeele și musonii, dar și furtunile tropicale și alte
fenomene atmosferice deosebite.
Sfârșitul secolului al XVI-lea și secolul al XVII-lea reprezint ă
epoca premerg ătoare dezvolt ării meteorologiei instrumentale. S ă ne
amintim de construirea primelor instrumente: termometrul ( Galileo
Galilei , 1597), barometrul cu mercur ( Torricelli , 1643), barom etrul
aneroid ( Hooke , 1673), scara termometric ă (Huygens , 1665) care are
ca puncte de reper temperatura de înghe ț și cea de fierbere a apei,
higrometrul cu fir de p ăr (Saussure, 1783), anemometrul ( Woltzmann ,
1790), psihrometrul (R. August ), pirheliometrul ( H. Poillet ). Folosirea
acestor instrumente a permis ob ținerea unor determină ri concrete ale
valorilor elementelor meteorologice, care au oferit astfel fizicienilor

18posibilitatea elabor ării unor legi care au constituit fundamentul
teoretic al cercetă rilor ulterioare. Tot în secolul al XVII-lea, în anul
1648, fizicianul francez Pascal a demonstrat matematic greutatea
aerului, și scăderea presiunii cu altitudinea, punând bazele hidrostaticii
aerului atmosferic. C ătre sfârșitul aceluia și secol, astronomul englez
Halley își publica teoria sa asupra form ării și permanen ței alizeelor și
musonilor, vânturi dominante din zonele intertropicale, apar ținând
marii circula ții atmosferice a globului, generatoare de tipuri de clim ă
și climate specifice. În 1735, acela și autor își prezenta teoria asupra
relației dintre permanen ța, direcția și intensitatea acestor vânturi și
mișcarea de rota ție a Pământului în jurul propriei axe, evidenț iind
devierea alizeelor de la direc ția inițială nord-sud și sud-nord, în cadrul
celor dou ă emisfere ale globului, la cea real ă, nord-est – sud-vest și
sud-est – nord-vest, datorat ă permanentei mi șcări de rotație a planetei
în jurul axei polilor. Din acest punct de vedere, el poate fi considerat
precursor al științei climatologiei. În aproximativ aceea și perioad ă
(1750), Benj
amin Franklin î și făcea publică celebra descoperire legat ă
de electricitatea atmosferei, iar Lavoisier și Dalton asupra naturii,
stării fizice și compozi ției chimice a aerului.
Secolul al XVIII-lea a marcat și alte momente de referin ță în
istoria meteorologiei: stabilirea sc ărilor termometrice ale fizicianului
german Fahrenheit , în anul 1724, utilizat ă și în prezent în țările anglo-
saxone, a fizicianului francez Reaumur în anul 1730 și a suedezului
Celsius în 1742, folosit ă larg în toat ă lumea. În anul 1778, la Baden în
Germania s-a înfiin țat primul institut meteorologic din lume. În anul
1780 se înfiin țează prima societate meteorologic ă, „Societatea
Meteorologic ă Palatină”, care îș i avea sediul la Manheim-Germania,
în cadrul c ăreia func ționa o re țea de 39 de sta ții de observa ții
amplasate atât în Europa, cât ș i în Statele Unite ale Americii,
precursoare a Organiza ției Meteorologice Interna ționale (1873) ș i a
Organizației Meteorologice Mondiale (23 martie, 1951), ca
organizație specializat ă a Organiza ției Națiunilor Unite, cu 179 de
state
membre în anul 1996, printre care și România (din 1878, printre
primele 10 state fondatoare ale primei organiza ții internaționale), care
coordoneaz ă întreaga activitate meteorologic ă internațională și
elaboreaz ă normele de efectuare a tuturor observa țiilor meteorologice
din lume.
Prima hart ă sinoptică a fost realizat ă în Germania, la Leipzig, de
către matematicianul H. V. Brandes , iar în Statele Unite ale Americii,
aproximativ în aceea și perioadă, Redfield întocmea o serie de h ărți cu
traiectoriile și sensul de mi șcare ale aerului în cicloni. Înscrierea

19elementelor meteorologice pe h ărți se făcea cu mult ă întârziere, dup ă
efectuarea observa țiilor, hărțile respective putând fi utilizate numai în
activitatea de diagnoz ă. Inventarea telegrafului de c ătre S. Morse în
anul 1843, a permis elaborarea primelor prognoze ș i avertizări de
furtună, punându-se astfel bazele meteorologiei sinoptice. În anul
1853, în Belgia, a avut loc prima Conferin ță internațională de
meteorologie, iar în 1873, la Viena, primul Congres interna țional.
Dezvoltarea tehnologiei moderne, la sfâr șitul secolului al XIX-lea
și pe parcursul celui de al XX-lea (telefonul, radioul, ma șinile de calcul,
radiosondele, radarul, sateli ții și rachetele meteorologice, computerele și
internetul) a impulsionat activitatea meteorologic ă, în special cea de
prognoză, atât de util ă în toate sectoarele activit ății umane.
Dacă primele observa ții meteorologice au fost la început
disparate și se efectuau la ore dife rite, neputându-se coordona și stabili
anumite concluzii, din deceniul al treilea al secolului al XVIII-lea ele
s-au făcut sistematic.
După înființarea Organiza ției Meteorologice Mondiale, afiliat ă
Organizației Națiunilor Unite, s-a pus problema reorganiz ării
activității meteorologice mondiale, conform noilor norme. La Geneva
este sediul Secretariatului O.M.M., prof. G.O.P. Obasi fiind, în
prezent, Secr
etar General. Aici func ționează o serie de comisii tehnice
și grupe de lucru, care prezint ă rapoarte anuale de activitate. S-a
convenit, de asemenea, ca data de 23 martie, când a fost înfiin țată
organizația, să fie decretat ă Ziua Mondial ă a Meteorologiei, care se
sărbătorește în fiecare an.
Realizarea primelor h ărți climatice a permis descoperirea legilor
fundamentale referitoare la reparti ția temperaturii și presiunii pe
suprafața globului și s-a putut reprezenta pozi ția principalelor sisteme
barice permanente, eviden țiindu-se, astfel, influenț a distribu ției
uscatului ș i apei asupra temperaturii și presiunii aerului.
În cadrul Organizaț iei Meteorologice Mondiale exist ă o largă
cooperare interna țională în cadrul unor proiecte de anvergur ă, cum ar fi
sistemul mondial de cercetare global ă Veghea Meteorologic ă Mondială, ca
„un sistem f ără precedent, fondat pe tehnici și metode moderne, pe
utilizarea sateli ților artificiali, prelucrarea datelor în calculatoare puternice
și folosirea metodelor matematice în meteorologie” ( Un secol de la
înființarea Serviciului Meteorologic al României, I.M.H., Bucure ști, 1984)
și recent program
ul CLIVAR, pentru variabilitate și predictibilitate
meteorologic ă și climatic ă, în cadrul c ăruia sunt dezvoltate modele
complexe de circula ție generală atmosferă-ocean și scenarii ale cre șterii
emisiilor de gaze cu efect de ser ă, responsabile de înc ălzirea global ă și de
schimbările climatice globale.

201.4.2. Dezvoltarea Meteorologiei în România

Primele informa ții, cu caracter general, asupra specificului
vremii de pe teritoriul României apar țin poetului roman Publius
Ovidius Naso , exilat la Tomis, pe litoralul M ării Negre, în anul
8 d.Hr., care, citat de B.P. Ha șdeu, scria în lucrarea sa Tristae despre
asprimea iernilor din Dobrogea. Din anul 1420, în Cronicele
Brașovului se găsesc informaț ii referitoare la fenomene meteorologice
periculoase: geruri puternice, ninsori abundente, inunda ții, grindin ă,
secete, cu efecte grave, în sp ecial asupra agriculturii. În Letopisețul
Țării Moldovei , cronicarul Grigore Ureche , în anul 1585 descrie
seceta puternică din acest an, în urma că reia au secat izvoarele și
bălțile. În anul 1716, Dimitrie Cantemir în lucrarea sa Descriptio
Moldaviae face referiri la regimul climatic al Moldovei.
Primele m ăsurători instrumentale au aparț inut unor oameni de
știință dornici s ă investigheze aspectul vremii în ora șele de domiciliu.
Astfel, sunt observa ții termometrice la Ia și efectuate de medicul
militar rus Lerche între anii 1770-1774, iar la Bucure ști de către
medicul Caracaș între anii 1773-1789. În perioada 1829-1831,
Gh Asachi public ă date meteorologice în ziarul Albina Româneasc ă.
În anul 183
6, prof. Poenaru efectueaz ă observații meteorologice la
Colegiul Sf. Sava din Bucure ști. Începând cu anul 1856 sunt
organizate observa ții sistematice la Școala de Medicin ă de către
prof. dr. Carol Davila .
Primele sta ții meteorologice permanente au fost înfiin țate la
Sibiu în anul 1851 și la Sulina în anul 1859, în cadrul Comisiei
Dunărene, care au func ționat pân ă în prezent, observa țiile fiind
întrerupte numai în perioada celui de al doilea r ăzboi mondial.
În anul 1873 are loc primul Congres Internaț ional de
Meteorologie de la Viena, dup ă care se înfiin țează în țara noastr ă o
serie de sta ții meteorologice, iar prima reț ea națională aparține
perioadei 1880-1884, înfiin țată de către Petre Poni și Ștefan Hepites .
Meteorologia ca știință a început s ă se dezvolte dup ă înființarea
Institutului Meteorologic la 30.07.1884, al c ărui prim director a fost
Ștefan Hepit es, care a iniț iat și primele observa ții fenologice pe
întreaga țară. În anul 1885 apare primul buletin meteorologic și începe
extinderea re țelei de sta ții meteorologice.
În anul 1920, prin decretul lege nr. 3678, se hot ărăște separarea
meteorologiei de Observatorul astronomic și revenirea acesteia la
Ministerul Agriculturii ș i Domeniilor, unde s-a organizat Institutul

21Meteorologic Central. În aceast ă nouă perioadă a meteorologiei române ști
un rol deosebit de important l-a avut prof. Enric Oteteliș anu.
Este de men ționat faptul c ă, în aceast ă perioadă, Meteorologia a
început să fie predat ă în învățământul superior, la Facultatea de Științe
din Bucure ști începând cu anul 1923 și la Ș coala Superioar ă de
Silvicultur ă, începând cu anul 1919, trecut ă apoi la Politehnica din
București. De asemenea, No țiuni de Meteorologie se predau la școlile
superioare de agricultur ă din Bucure ști și Cluj, începând cu anul 1921.
Reorganizarea re țelei de sta ții meteorologice se face în anul
1926, după ce în timpul primului r ăzboi mondial se distrusese în cea
mai mare parte. O a doua reorganizare are loc dup ă anul 1945. Din
perioada interbelic ă trebuie amintit faptul că la 1.01.1930 se
înființează Observatorul Meteorologic B ăneasa și primele Centre
Regionale de prevedere a vremii și de protec ție a naviga ției maritime
la Constan ța în 1936, ș i aeriene la B ănea sa și Cluj în 1938 și la Iași în
1941. Tot în acest an se înfiin țează catedra de Fizica Atmosferei la
Facultatea de fizic ă-chimie din Bucure ști.
În 1946, Nicolae Topor elaboreaz ă primele prognoze de lung ă
durată, iar în 1949 profesorul Mircea Herovanu înființează
Observatorul de Fizica Atmosferei de la Afuma ți.
În 1951 România particip ă la primul Congres al Organiza ției
Meteorologice Mondiale ca membru fondator, iar în anul 1955 la
Institutul Meteorologic Central din Bucure ști se înfiin țează Secția de
Agrometeorologie sub conducerea lui Virgil Jianu .
Începând cu anii '60, Meteorologia se pred ă în toate Facult ățile
de Geografie din țară. În aceea și perioadă apar o serie de publica ții de
valoare, cum sunt: Ani ploio și și secetoși, Viscolele din R.P.R .,
Regimul termic al solurilor din zonele agricole , Tipurile de circulație
și centri de ac țiune atmosferic ă deasupra Europei , articole de
cerc
etare științifică în Studii și Cercetări de Meteorologie și în revista
Meteorologia, Hidrologia și Gospodărirea Apelor sub semn ătura unor
prestigioși meteorologi: N. Topor, O. I. Bă lescu, C. Stoica, C.
Șorodoc, N. Cristea, Florica Militaru, N. Be șleagă , I. Stăncescu, A.
Doneaud, D. Bacinski, Elena Milea, Rodica Stoian , Lidia Rah ău,
Ecaterina Ion Bordei, N. Ion Bordei, I. Dr ăghici. I.V. Pescaru, în
majoritate meteorologi previzioni ști de marc ă. În acela și timp,
activitatea de prognoz ă meteorologic ă pe 24, 36 și 48 de ore este
îmbunătățită prin introducerea unor modele statistico-matematice și
dinamice. De asemenea, s-au dezvoltat o serie de metode și modele
matematice noi pentru elaborarea prognozelor de lung ă durată.

22În 1970 se constituie Ins titutul de Meteorologie și Hidrologie ș i
se dă în funcțiune stația de recep ție a imaginilor satelitare.
De-a lungul timpului, titulatura Institutului Meteorologic a fost
de multe ori schimbat ă; în ultimii ani, activit ățile de Meteorologie și
Hidrologie s-au separat, formându-se Administra ția Națională de
Meteorologie (A.N.M.) și Institutul Na țional de Hidrologie (I.N.H.).

1.5. Ramurile Meteorologiei

Dezvoltarea meteorologiei de-a lungul timpului, necesitatea tot mai
accentuată a folosirii datelor și prognozelor meteorologice în diverse ramuri
ale activităț ii umane au dus la apari ția și diversificarea ramurilor
meteorologiei, îndeosebi a celor cu aplicativitate practic ă accentuat ă.
Ramurile meteorologiei se pot împă rți după mai multe criterii:
obiectul de studiu, nivelul stratului de aer studiat și domeniul practic vizat.
După obiectul de studiu, ramurile principale ale Meteorologiei
sunt următoarele:
• Actinometria sau radiometria studiază componentele fluxului
radiativ solar, radia ția atmosferic ă și terestră, dar și probleme legate de
bilanțul radiativ-caloric al sistemului Atmosfer ă-Pământ;
• Meteorologia sinoptic ă cerceteaz ă m acroprocesele din
troposferă (activitatea ciclonilor și anticiclonilor, a maselor de aer și a
fronturilor atmosferice etc.) în scopu l prevederii vremii. Pentru scopul
propus sunt întocmite și studiate h ărțile sinoptice pe care sunt
reprezentate cartografic elementele meteorologice principale ca:
presiunea atmosferic ă, formele barice, temperatura, gradien ții termici
și barici orizontali, pentru depistarea direc ției și vitezei vântului.
Această ramură poartă și denumirea de „ știința prevederii vremii”;
• Meteorologia dinamic ă studiază din punct de vedere teoretic
mișcările aerului atmosferic și transformarea energiei acestora prin
metode de analiz ă fizico-matematic ă ale termo și hidrodinamicii,
pentru realizarea prognozelor meteorologice;
• Aerologia cercetează fenomenele ș i procesele fizice din
atmosfera liber ă, până la înă lțimea de 100 km;
• Aeronomia cercetează atmosfera superioar ă, procesele fizico-
chimice generate de activitatea solar ă în ionosfer ă, exosfer ă și
magnetosfer ă. Folosește datele trans mise de rachete și sateliți
meteorologici.
În funcție de înălțimea stratului de aer studiat, Meteorologia se
poate împă rți în următoarele ramuri:

23• Micrometeorologia , care studiaz ă stratul de aer de lâng ă sol
până la înălțimea de 2 m, aflat sub ac țiunea puternic ă a suprafe ței
active subiacente;
• Fizica stratului de aer de la limita planetei sau Fizica
stratului limit ă, care se ocupă cu cercetarea proceselor fizice din aerul
situat la în ălțimi cuprinse între 500 m și 2 000-3 000 m;
• Fizica atmosferei libere , care cercetează procesele fizice din
aerul situat la înă lțimi foarte mari, de regul ă peste 3-5 km, ce
corespund domeniilor Aerologiei și Aeronomiei.
În funcție de aplicabilitatea în practic ă a rezultatelor cercetă rii,
Meteorologia se împarte în urm ătoarele ramuri:
• Agrometeorologia sau Meteorologia agricol ă, care se ocup ă
cu relația dintre vreme și creșterea, dezvoltarea și productivitatea
plantelor ș i animalelor de ferm ă;
• Meteorologia silvic ă sau forestieră, care studiaz ă relațiile
dintre com
ponentele vremii și dezvoltarea vegeta ției de pădure;
• Meteorologia aeronautic ă studiază procesele și fenomenele
atmosferice cu influen ță mare asupra naviga ției și transporturilor
aeriene, în scopul protej ării acestora;
• Meteorologia marin ă care se ocup ă cu studierea condi țiilor
meteorologice de pe întinderile marine și oceanice ale planetei, în
scopul protec ției naviga ției și transportului de m ărfuri;
• Meteorologia medical ă sau Biometeorologia (denumire
improprie7);
• Meteorologia urbanistic ă studiază rolul fenomenelor
meteorologice în amplasarea și sistematizarea ora șelor;
• Meteorologia balneo-climateric ă studiază calitatea și influența
factorilor meteorologici în cura balneo-climateric ă;
• Climatologia ce studiază geneza climatelor, clasificarea,
tipologia și repartiția geografic ă a diferitelor tipuri de climat, pe baza
sintetizării datelor meteorologice pe perioade lungi de timp8.

1.6. Relația Meteorologiei cu alte științe

Meteorologia este, în acela și timp, o știință veche, dar ș i nouă și
modernă, care s-a adaptat permanent la cerin țele tot mai sporite în
concordan ță cu evolu ția societății omene ști. Ca răspuns la aceste

7 Vezi Rodica Povară (2001), Biometeorologie și Bioclimatologie ,
Editions du Goéland, Bucure ști.
8 Părerea noastr ă în aceast ă privință este expus ă în Climatologie
generală, Editura Fundaț iei România de Mâine , București, 2004.

24exigențe, spectrul conexiunilor cu alte științe devine tot mai larg, de la
științele exacte trecând prin cele fizico-geografice, geologice
biologice, agronomice, medicale și până la ș tiințele moderne, cum
sunt informatica, statistica matematic ă, cibernetica etc.
Meteorologia, al c ărei obiect de studiu îl reprezint ă procesele și
fenomenele fizice care se produc în cadrul atmosferei, un mediu
gazos, legate de transform ările de faz ă ale apei, de miș cările aerului ca
urmare a diferen țierilor în reparti ția presiunii aerului, de prezen ța unor
volume de aer înc ărcate cu electricitate, are leg ături strânse cu anumite
capitole ale fizicii: termodinamica, mecanica fluidelor, electricitatea.
optica etc. În acela și timp, studiind unul din subsistemele
geosistemului, Meteorologia g ăsește răspunsuri în explicarea cauzal ă a
fenomenelor ce se petrec în mediul aerian în alte procese și fenomene
care apar țin domeniilor celorlalte subsisteme terestre și în ș tiințele
respective: geologie, geomorfologie, hidrologie, pedologie, botanic ă,
geobotanic ă, medicină etc.
Relația cu alte științe se materializeaz ă și prin adoptarea în cadrul
cercetărilor și prognozelor meteorologie a unor metode și m ijloace
specifice altor științe, cum sunt: statistica matematic ă, calculul diferen țial și
integral, calculul probabilit ăților, informatica etc.
Realizările deosebite ob ținute în ultimii ani în domeniul
științelor tehnice (electronic ă, electrotehnic ă, astronomie, astrofizic ă,
radiometrie) sunt folosite din plin în meteorologie și au permis
abordarea și aprofundarea unor studii referitoare la procesele macro
atmosferice, cum sunt: poziț ia și direcția de deplasare a maselor de aer
și a fronturilor atmosferice acompaniatoare, formarea și deplasarea
sistemelor barice, a ciclonilor tropicali etc.
Folosirea sateli ților meteorologici și a navetelor spa țiale au
facilitat o cunoa ștere aprofundat ă a studierii la nivel global a
oceanului aerian și, implicit, apari ția și dezvoltarea unei ramuri noi în
meteorologie, meteorologia spa țială.
Necesitatea tot mai mare a folosirii cunoș tințelor din domeniul
meteorologiei în diverse activit ăți umane demonstrează gradul ridicat
de aplicativitate practic ă și modernitatea acestei ș tiințe, prin apari ția
unor ramuri noi ce se dezvolt ă neîncetat, cum sunt: meteorologia
medicală, meteorologia estetic ă, meteorologia habitatelor etc.

252. ATMOSFERA TERESTR Ă

Atmosfera este înveli șul gazos al Terrei, considerat un imens
ocean aerian pe fundul c ăruia îș i desfășoară activitatea societatea
umană (Măhăra, 2001). Atmosfera este considerat ă interfața dintre
corpul planetar și spațiul interplanetar (Ecaterina Ion Bordei și Simona
Căpșună, 2000). Este constituit ă dintr-un amestec de gaze în care se
află în suspensie particule lichide solide sau gazoase de origine
terestră și cosmică, naturală sau antropic ă.
Din punct de vedere teoretic, aerul atmosferic este considerat un
gaz ideal, un fluid, care se supune legilor fizicii, în general, și ale
mecanicii fluidelor, în particular.
Aerul atmosferic este indispensabil vie ții prin con ținutul de
oxigen necesar respira ției și oferă protecț ie împotriva radia țiilor solare
ultraviolete care distrug via ța prin intermediul stratului de ozon. În
același timp, el asigur ă o temperatur ă constant ă planetei Terra prin
existența gazelor cu lungimi de und ă din domeniul infraro șu, care
funcționează
ca un ecran protector împotriva pierderii c ăldurii noaptea
și încălzirii excesive ziua.

2.1. Origine. Form ă. Limite

2.1.1. Originea atmosferei

În legătură cu originea atmosferei , s-au dezvoltat mai multe
ipoteze. Prima consideră că atmosfera s-ar fi format o dat ă cu Sistemul
Solar, în urm ă cu aproximativ 4,6 miliarde de ani și ar trebui s ă
conțină aceleași gaze din care s-a format ș i planeta P ământ: hidrogen,
heliu, carbon și compușii lor: metan (CH 4) și amoniac (NH 3). Se știe,
în prezent, din cercetarea spa țiul interplanetar c ă hidrogenul și heliul
se află numai la limita superioar ă a atmosferei. Aceasta este
considerat ă o situație similară cu cea a Lunii, care datorit ă forței
gravitaționale reduse, ca urmare a rota ției în jurul axei sale a contribuit
la pierderea în cosmos a apei și aerului (Ielenicz, 2000).
O altă ipoteză presupune c ă atmosfera terestr ă a r f i a părut în

26urma ră cirii treptate a P ământului, având ca rezultat: 85% vapori de
apă, 10% dioxid de carbon și azot. Prin sc ăderea temperaturii s-a
produs condensarea vaporilor de ap ă, au apărut norii ș i precipita țiile,
formându-se astfel subsistemul hidrosfer ă. O parte din dioxidul de
carbon s-a dizolvat în apa oceanelor, iar alta s-a acumulat în rocile
calcaroase. În urma acestor procese atmosfera se îmbogăț ește treptat
în azot, care îi confer ă claritate și luminozitate. Datorit ă disocierii
moleculelor de ap ă prin fluxul radiativ solar s-au format hidrogenul și
oxigenul, ultimul fiind mai greu s-a acumulat, apari ția lui generând
apariț ia primelor forme de via ță în apă, ferite de ac țiunea nociv ă a
razelor ultraviolete, cum ar fi Euglena viridis, care î și sintetizeaz ă
energia prin fotosintez ă. O dată cu creșterea concentra ției de oxigen
din aer creș te și proporția ozonului (O 3) prin procesul de fotoionizare,
care contribuie la dezvoltarea vie ții și pe uscat. Intensificarea
proceselor de fotosintez ă, respira ție și descompunere chimic ă
începând cu perioada cambrian ă (580 mil. ani în urm ă) a determinat
apariț ia unei atmosferei secundare, care, în timp, a evoluat c ătre cea
prezentă .
O altă ipoteză este de origine divin ă, creaționistă, care consideră
vârsta atmosferei între 10 000 de ani și 30 000 de ani, care ar fi ap ărut
o dată cu omul.
Trebuie să considerăm că formarea și evoluția atmosferei a fost
îndelungat ă, fiind asociat ă cu cea a planetei însăși, ea modificându- și
compoziția în urma transform ărilor de la suprafa ța terestră, în funcție
de evoluția societății omenești.

2.1.2. Forma atmosferei

Atmosfera efectueaz ă împreună cu Pă mântul mi șcarea de rota ție
în jurul axei polilor, deci ea î
mprumută forma acestuia de elipsoid de
rotație, adică mai turtit ă la poli ș i mai bombat ă la Ecuator. Astfel, la
poli grosimea troposferei, primul st rat al atmosferei, este de 7-9 km,
iar la ecuator poate s ă atingă 16-18 km. La nivelul paralelei de 45ș, în
zonele temperate, grosimea acesteia este de 11-12 km.
Soarele și Luna, prin atrac ția exercitat ă, determină în masa
atmosferei mi șcări asemănătoare apei oceanelor și mărilor, de flux și
reflux, cunoscute sub denumirea de maree atmosferic ă.
Dimensiunile și forma atmosferei sufer ă modificări diurne și
sezoniere în func ție de încălzirea și răcirea diferen țiată a acesteia și
datorită presiunii exercitate de vântul solar. Ca urmare a acestor
factori, atmosfera ar avea forma unui ovoid. O alt ă părere despre acest

27subiect a fost expus ă de V. G. Fesenkov, în anul 1960, acesta afirmând
că forma atmosferei ar fi de pară, nu elipsoidal ă. Această concepție a
fost confirmată ulterior de investiga țiile prin intermediul sateli ților
meteorologici, în urma c ărora s-a observat o turtire a atmosferei c ătre
Soare generat ă de vântul solar, un flux de protoni și electroni emi și
permanent de acesta și o prelungire în partea opus ă (fig. 2 a, b).
Fig. 2. Forma teoretic ă a atmosferei inferioare (a); schema în plan orizontal,
turtită în partea orientat ă spre Soare (b) Sursa: M ăhăra, 2001

2.1.3. Limitele atmosferei

Limita inferioar ă a atmosferei este u șor de delimitat deoarece
aceasta se întrep ătrunde cu celelalte subsisteme ale geosistemului:
litosfera, hidrosfera, biosfera, pe dosfera, reliefosfera, criosfera.
Limita superioar ă este mai dificil de delimitat, deoarece, între
atmosferă și spațiul cosmic, nu exist ă o limită clară, trecerea fiind treptată în
urma rarefierii aerului. Este considerat ă totuși ca limită superioar ă, spațiul
Ecuator
P Ă M Â N T U LPolul Nord5 km
10 km
18 km
TROPOSFERATropopauza
Polul Sud4545
a

28până la care se manifest ă procesele și fenomenele fizice caracteristice unui
amestec gazos, adic ă aproximativ 1200-1800 km, unde se formeaz ă
aurorele boreale, ca urmare a ioniz ării aerului rarefiat.
Teoretic, limita superioar ă a atmosferei s-ar afla în zona în care
forțele de gravita ție și centrifug ă ale Pământului se echilibreaz ă, adică la
înălțimile de 28 000 km deasupra polilor și de 42 000 km deasupra
ecuatorului. În realitate, la aceste în ălțimi aerul este foarte rarefiat, atomii
gazelor scap ă de sub atrac ția gravita țională și pătrund în spa țiul
interplanetar.

2.2. Masa și densitatea atmosferei

Masa real ă a atmosferei ter estre este de 5,147·1015 tone,
reprezentând o milionime din masa P ământului, 5,98·1027 tone.
Altitudinal, masa atmosferei scade datorită scă derii presiunii și
densităț ii aerului, astfel c ă, la nivelul m ării masa unui metru cub de
aer are o valoare de 1,293 kg, la 12 km în ălțime este de 319 g, la
25 km de 43 g, iar la 40 km de 4 g. Jum ătate din masa atmosferei este
concentrat ă până la înălțimea de 5 km, iar aproape întreaga cantitate
până la limita superioar ă a stratosferei.
Densitatea este unul din parame trii principali ai atmosferei
alături de presiune, temperatur ă, masă și volum ș i reprezint ă raportul
dintre mas ă și volum, exprimat în grame/cm3 sau kilograme/ m3.
Densitatea aerului depinde de urm ătorii parametri: altitudine,
presiune, temperatur ă, umiditate. O dat ă cu creșterea altitudinii, scade
densitatea aerului și deci și presiunea și temperatura lui.
În funcție de gradul de umezeal ă, s-a constatat c ă aerul uscat are
o densitate mai mare decât aerul umed. Aerul uscat are, astfel, la
nivelul m ării, o densitate de 0,001293 g/cm3 sau 1,293 kg/ m3, la o
presiunea medie de 1013,25 mb ș i o temperatur ă de 0șC.

Tabelul 1 . Relația densității aerului cu temperatura( °C) și presiunea
atmosferic ă (mb)

Umezeala Aer uscat Aer umed
Temperatura -20 0 20 -20 0 20
1000 mb 1,376 1,276 1,190 1,375 1,273 1,180
900 mb 1,239 1,148 1,070 1,239 1,145 1,061
Sursa: Ciulache, 2002
De raportul dintre densitatea aerului și ceilalți parametri

29meteorologici depind procesele te rmodinamice din aer, care determin ă
stabilitatea sau instabilitatea vremii (tab.1).

2.3. Compozi ția aerului atmosferic

Atmosfera reprezintă un amestec de gaze, în principal azot și
oxigen (fapt demonstrat prima dat ă de către Lavoisier) în care se afl ă
în suspensie diferite particule solide și lichide de origini diferite,
denumite aerosoli. Gazele care formeaz ă aerul atmosferic sunt: azotul
în propor ție de 79,2%, oxigenul cu 20,8%, cantit ăți mici de bioxid de
carbon, amoniac și vapori de apă .
Azotul și oxigenul reprezint ă peste 99%, restul de 1%, celelalte gaze.
După O.M.M., în aerul uscat până la înălțimea de 25 km se afl ă
următoarele elemente: argon, bioxid de carbon, neon, heliu, kripton,
hidrogen, xenon, ozon, radon, iod, metan, oxid de azot, ap ă oxigenată,
bioxid de sulf, bioxid de azot, oxid de carbon, clorur ă de sodiu, amoniac.
La suprafa ța terestră, unele gaze sunt variabile, în special
dioxidul de carbon, vaporii de ap ă, radonul ș i ozonul, iar oxigenul și
hidrogenul sunt constante. O alt ă componentă a aerului atmosferic este
reprezentat ă de suspensiile lichide și solide, numite aerosoli.
În concluzie, atmosfera este alc ătuită din trei categorii principale
de com
ponente sau elemente:
• constante;
• variabile ;
• aerosoli .

2.3.1. Elementele constante
Sunt acelea care nu î și schimbă concentra ția. Principale sunt:
azotul (78%), și oxigenul (21%).
Azotul este un element care nu între ține viața, dar în amestec cu
oxigenul reduce for ța oxidantă a acestuia, f ăcând posibil ă viața pe
Terra. Are un rol important în nutri ția plantelor și este folosit pe scar ă
largă în industriile chimic ă și farmaceutic ă la fabricarea
îngrășămintelor azotoase, a coloran ților și medicamentelor.

30Oxigenul este cel mai important gaz deoarece între ține viața și
are proprietatea de a absorbi radia țiile ultraviolete nocive (fig.3).
Cantitatea de oxigen se p ăstrează în limite constante deoarece
pierderile prin respira ție și reacțiile cu alte elemente sunt compensate
prin aportul din procesul de fotosintez ă clorofiliană a plantelor.
Fig. 3. Rolul protector al ozonului împotriva radia țiilor ultraviolete

2.3.2. Elemente variabile

Prezintă variații cantitative temporale și spațiale din cauze
naturale sau antropice. Cele mai importante sunt: bioxidul (dioxidul)
de carbon (0,02-0,03%), ozonul, vaporii de apă .

2.3.2.1. Bioxidul de carbon

Este un produs de ardere, dar rezult ă și din procesele biochimice
(respirație, descompuneri organice și erupții vulcanice). Cele mai mari
concentra ții se găsesc deasupra marilor centre populate și industriale
sau în regiunile cu intens ă activitate vulcanic ă. Este considerat
principalul gaz cu efect de ser ă antropic, o dublare a concentra ției sale
ar determina o înc ălzire a planetei cu 2-4 °C. De varia țiile cantit ății de
bioxid de carbon sunt legate oscila țiile și schimbările climatice. Ca
urmare a impactului puternic antropic se estimeaz ă că în viitorii 100

31de ani cantitatea de bioxid de carbon va putea atinge 600 ppm9
Concentra ția bioxidului de carbon scade propor țional cu în ălțimea
coloanei de aer, astfel c ă la 20-30 km cantitatea devine neglijabil ă.
Este un gaz foarte important în fotosinteza plantelor, iar dizolvat
în apă asigură nutriț ia acestora. În acela și timp absoarbe o parte din
căldura format ă la suprafa ța terestră prin convertirea energiei radiante
și încălzește aerul troposferic, având astfel, un efect de ser ă natural
împreună cu vaporii de ap ă.

2.3.2.2.Ozonul

Este un oxidant puternic foarte toxic, care se formeaz ă în
atmosferă la înălțimi de 10-60 km sub ac țiunea razelor ultraviolete ș i a
particulelor electrizate emise de c ătre Soare. Pe vertical ă, maximum
de concentrare se afl ă între 25-30 km în stratosferă și între 40-50 km
în mezosfer ă, zone care se numesc ozonosfere. În atmosfer ă au loc atât
procese de formare a ozonului, cât și procese de dezagregare cu
degajare mare de c ăldură (câteva zeci de grade).
Distrugerea ozonului se produce pe cale natural ă și antropic ă
(cea mai periculoas ă): prin zborul avioanelor supersonice, a
rachetelor, sateli ților, difuzarea în atmosfer ă a unor compu și ai
azotului din îngr ășămintele minerale azotoase și din emisii de clor. Pe
cale natural ă, distrugerea ozonului este cauzat ă de absorb ția radiațiilor
ultraviolete: O 3 + ultraviolete = O 2 + O, prin ciocnirea atomilor de
ozon cu atomii clorofluorocarburilor și a oxidului nitric:

NO + O 3 = NO 2 + O 2

Ozonul are un rol protector deosebit de important asupra vie ții
de pe Pă mânt, deoarece absoarbe radia țiile ultraviolete cu lungime de
undă scurtă (0,22-0,29 μ) nocive. Începând cu anul 1970 s-a
descoperit deasupra Antarcticii diminuarea concentra ției și a stratului
de ozon și apariția găurilor negre, fapt confirmat în 1980 de
observațiile efectuate cu sateli ții meteorologici. Diminuarea stratului
de ozon și apariția găurilor negre și în alte zone de pe glob pun în
pericol via ța, din acest motiv s-a elaborat la nivel mondial o strategie
economic ă și politică de eliminare a efectelor activit ății antropice
asupra stratului de ozon, materializat ă prin acorduri, conven ții
internaționale, la care particip ă și România.

9 Părți pe milion pe volum de aer.

322.3.2.3.Vaporii de apă

Ajung în aerul atmosferic în urma proceselor de evaporare de la
suprafața terestră , a proceselor fiziologice (respira ție și transpira ție a
organismelor vii) și ca urmare a erup țiilor vulcanice.
Distribuț ia vaporilor de ap ă depinde de: temperatura aerului,
prezența surselor de evaporare, dinamica curen ților de aer.
Întotdeauna aerul cald este mai bogat în vapori de apă decât
aerul rece. În sens vertical, concentra ția lor scade cu altitudinea
datorită condensării și sublimării, la 10 km în ălțime apar accidental,
cea mai mare concentrare este pân ă la 5 km. Cea mai mare cantitate de
vapori de ap ă (4%) se afl ă în zona ecuatorial ă și cea mai mic ă (0,1%)
în zonele reci continentale. În cele temperate, procentul lor este diferit de la vară (1,3%) la iarnă (0,4%).
Vaporii de ap ă au un rol deosebit de important, nu numai prin
formarea precipita țiilor în urma proceselor de condensare și sublimare,
dar și pentru faptul c ă ei absorb o parte din radia țiile infraro șii emise
de suprafa ța terestră și le returneaz ă, amplificând împreun ă cu
bioxidul de carbon efectul de ser ă natural. Fă ră exist
ența vaporilor de
apă în atmosfer ă, temperatura aerului ar fi cu mult mai sc ăzută,
comparativ ce cea actual ă, deci influenț ează și bilanțul caloric al
sistemului Atmosferă -Pământ.

2.3.3. Aerosolii
Sunt suspensii solide, lichide sau gazoase naturale sau de origine
antropică, de natur ă minerală (cenușă, fum, praf, sare marin ă) și
organice (microorganisme). Suspensiile solide se mai numesc și
pulberi și sunt particule cu diametre diferite, care plutesc sau cad pe
suprafața terestră. Originea lor poate fi naturală sau antropic ă, cele
naturale sunt minerale sau organice.
Suspensiile naturale de origine mineral ă sunt: praful cosmic,
praful terestru provenit din degradarea rocilor și uscarea solului, fumul
și cenușa vulcanic ă, fumul provenit în urma incendiilor, particule de
sare marin ă etc. Praful terestru este purtat de curen ții convectivi
ascendenți în straturile înalte ale troposferei și prin intermediul
vânturilor la mari distan țe față de zonele de origin e. Astfel, vântul cald
care bate peste Deș ertul Sahara – sirocco – poate transporta pân ă în
Europa parti
cule ce con țin oxizi de fier de culoare ro șie, pe care
condenseaz ă vaporii de ap ă formând a șa numitele „ploi de sânge". În

33urma erup ției vulcanului Krakatoa din Indonezia, în anul 1883, cenu șa
vulcanică a fost ridicat ă la peste 80 de kilometri și purtată de vânturi
în jurul globului mult timp. Un alt exemplu îl reprezint ă erupția
vulcanului El Chichon din Mexi c, în anul 1982, când cenu șa vulcanic ă
în asociere cu unele gaze sulfuroase au fost purtate prin atmosfer ă
până deasupra statului american Wyoming, barând p ătrunderea
radiației solare, ceea ce a determinat sc ăderea temperaturii medii a
aerului în anul 1984 cu 0,3șC.
Suspensiile minerale de origine antropic ă sunt rezultate în urma
activităților industriale ș i casnice: arderea combustibililor, industria
cimentului, chimic ă, transporturi, agricultur ă. Cea mai mare cantitate
este format ă din cenușă, funingine, praf industrial, particule fine de
ciment, oxizi etc. Ele reprezint ă importante nuclee de condensare și
sublimare a vaporilor de ap ă, dar au ș i un rol negativ prin reducerea
transparen ței aerului și diminuarea radia ției solare.
Suspensiile organice sunt microorganisme: viru și, bacterii,
fermenți, fixate pe pulberi de origine mineral ă sau organic ă (polen,
mucegaiuri, semin țe și spori de plante, fragmente fine vegetale sau
animale. Cantitatea de microorganisme variază în funcție de anotimp
și de locul de origine. Deasupra marilor aglomer ări urbane densitatea
lor este mult mai mare decât deasupra marilor suprafe țe de apă.
Suspensiile lichide și gazo
ase sunt de origine terestr ă și apar în
urma manifest ărilor vulcanice ș i postvulcanice (mofete și sulfatări),
emanații din izvoarele minerale și termale, din câmpurile gazifere și
petrolifere etc. Majoritatea acestora intră în combina ție cu apa din
atmosferă și formeaz ă substanțe nocive cum sunt acizii sulfuric și
clorhidric.

2.4. Structura atmosferei

2.4.1. Structura vertical ă

Atmosfera nu este omogen ă, ea este alc ătuită din straturi
concentrice, cu propriet ăți fizice și chimice diferite. Principalele
straturi adoptate în anul 1951 de c ătre organizaț ia Meteorologic ă
Mondială sunt: troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera și
exosfera (fig. 4).

34Fig. 4. Structura vertical ă a atmosferei
Sursa: Măhăra, 2001

Troposfera este stratul inferior al atmosferei situată între 0 m și
înălțimea la care temperatura nu mai scade cu altitudinea. Aici este
concentrat ă aproximativ 80% din masa atmosferei și aproape întreaga
cantitate de vapori de ap ă și se produc cele mai importante procese și
fenomene fizice studiate în cadrul meteorologiei. Grosimea troposferei
este variabilă în funcție de marile zone climatice ale globului. Astfel,
în zonele polare se situează până la înălțimi de 6-8 km, în zonele
temperate în ălțimea ei ajunge la 10-12 km, iar în zona caldă este cea
mai mare, 16-18 km. În timpul anul ui, grosimea troposferei sufer ă
variații datorită modului diferit de înc ălzire a aerului, iarna fiind mai
mică cu aproximativ 2 km.
În troposfer ă se produc mi șcările convective ale aerului,
ascendente și descendente, care contribuie la distribuirea temperaturii
și umezelii aerului. Temperatura scade altitudinal conform
gradientului termic vertical care ar e o valoare de circa 0,6șC/100 m.
Tot aici se produc mi șcările orizontale ale aerului sub forma
vânturilor, conform gradientului baric orizontal, de asemenea, se

35produc procese și fenomene importante legate de sistemul de faze al
apei: evaporare, condensare, sublimare, nori și precipita ții.
Troposfera se împarte în: inferioară, mijlocie și superioar ă.
Troposfera inferioar ă se află între suprafa ța terestr ă și
aproximativ în ălțimea de 2 km. Acest substrat de aer este cel mai mult
influențat de suprafa ța terestră, în mod deosebit stratul microclimatic,
de până l a 2 m . C o n ține cea mai mare cantitate de vapori de ap ă și
nuclee de condensare a vaporilor, dar și cel mai înalt grad de poluare.
Aici se formeaz ă norii inferiori și cei cu mare dezvoltare vertical ă care
dau cele mai mari cantit ăți de precipita ții atmosferice. Este o zon ă
important ă de turbulen ță a aerului, datorită frecării de rugozit ățile
suprafeței terestre.
Troposfera mijlocie se situeaz ă între 2 km și 6-7 km, influen ța
suprafeței terestre fiind foarte sc ăzută. Se produc mi șcări convective și
advective ale
aerului și se formeaz ă norii mijlocii.
Troposfera superioar ă se află la peste 7 km pân ă la tropopauz ă,
iar influen ța suprafe ței terestre este neglijabilă , la fel și dinamica
aerului. Temperatura aerului scade vertiginos ajungând pân ă la -60șC
în zonele polare și până la -80șC în zona ecuatorial ă. În acest substrat
al troposferei se formeaz ă norii superiori alc ătuiți din cristale de
gheață, genul Cirrus, din care nu cad precipita ții.
Zona de trecere dintre troposfer ă și stratosfer ă, al doilea strat al
atmosferei se realizează prin tropopauz ă, care are o grosime variabil ă
de la câteva sute de metri pân ă la 1-2 km (în zona ecuatorial ă).
Temperatura nu mai scade cu altitudinea (izotermie) și este sediul
curenților jet cu viteze foarte mari, 200-500 km/or ă.
Stratosfera se întinde de la tropopauz ă până la 35 km și chiar 50 km,
după unii autori. Temperatura cre ște spre partea ei superioară până la 0șC la
înălțimea de 50 km. Umezeala aerului este foarte redus ă deoarece nu se
produc curen ți de aer verticali, car e să transporte vaporii de ap ă. La
aproximativ 25 km se afl ă o zonă în care exist ă o concentra ție mare a
ozonului, numit ă ozonosfer ă.
Mezosfera este situat ă între stratopauz ă și înălțimea de 80 km.
Aerul este foarte rarefiat. Densitatea aerului este redus ă, dar permite
aprinderea meteoriț ilor. La 50-55 km se află a doua concentra ție
masivă de ozon care formeaz ă ozonosfera în urma fotodisocierii
moleculelor de oxigen. Temperatura este ridicat ă datorită procesului
de absorb ție a radiațiilor ultraviolete de c ătre ozon.
Termosfera este segmentul situat între 80 km și 1000-1200 km,
unde gazele sunt puternic ionizate de c ătre radiațiile gama, X și

36ultraviolete cu lungime de und ă sub 0,2 µ. Por țiunea din termosfer ă
situată între 60 km ș i 700 km este cunoscut ă sub numele de ionosferă,
foarte important ă pentru comunicare prin undele radio. Dup ă gradul
de ionizare ș i înălțimea la care se reflect ă undele radio, ea este
alcătuită din mai multe straturi. La limita superioar ă temperatura
aerului poate s ă atingă valori deosebit de mari, 2000-3000șC, datorit ă
absorbției radiațiilor ultraviolete de c ătre moleculele de oxigen care se
disociază cu degajare de c ăldură.
Exosfera este situat ă între 1000-1200 km ș i limita superioar ă a
atmosferei. Este alc ătuită din gaze foarte rarefiate.
Troposfera și stratosfera formeaz ă atmosfera inferioar ă, iar
mezosfera, termosfera și exosfera formeaz ă atmosfera superioar ă.
După ultimele cercet ări efectuate cu ajutorul rachetelor și
sateliților meteorologici și în urma zborurilor extraterestre s-au stabilit
următoarele diviziuni ale atmosferei:
-homosfera (de la suprafaț a Pământului pân ă la înălțimea de 90-
100
km, cu prezen ța stratului de ozon între 20-35 km ș i 50 km;
-heterosfera de la limita homosferei până la peste 10 000 km ș i
este alcătuită din patru straturi gazoase: stratul de azot molecular,
stratul de oxigen atomic, stratul de heliu, stratul de hidrogen atomic.
Tot în urma cercet ărilor recente s-a dovedit c ă Pământul este
înconjurat de un vast câmp electromagnetic, care se întinde în afara
atmosferei la distan țe cuprinse între 65 000km și 130 000 km, înveli ș
numit magnetosferă , urmată de magnetopauza în care influen ța
câmpului magnetic înceteaz ă. În acest spa țiu există trei centuri de
radiație numite centurile lui Van Allen , după numele celui care le-a
descoperit, formate din protoni, electroni și neutroni de mare energie
captați din radia ția corpuscular ă cosmică.

2.4.2. Structura orizontal ă

Se caracterizeaz ă prin neuniformitate, troposfera fiind alc ătuită
din volume mari de aer cu propriet ăți fizice relativ constante,
denumite mase de aer. Ele se întind pe mii de kilometri orizontal, iar
vertical pot ajunge pân ă la lim ita superioar ă a troposferei ș i se
formează prin cantonarea ș i stagnarea lor deasupra unor regiuni
geografice cu condi ții termice și hidrice constante. Masele de aer se
deplaseaz ă de la o regiune geografic ă la alta, zona de contact dintre ele
fiind frontul atmosferic . Masele de aer și fronturile atmosferice sunt
elementele de baz ă care determin ă aspectul și evoluția vremii și sunt
studiate în cadrul Meteorologiei sinoptice sau prevederea timpului.

372.5. Poluarea aerului

Prin poluare se în țelege procesul de acumulare în aer a unor
substanțe aflate în diferite st ări (gazoas ă, solidă și lichidă ) care sunt
sau pot deveni periculoase vie ții și activității omenești atunci când
concentra țiile lor dep ășesc normele maxime admise.
Poluarea atmosferei reprezint ă o problem ă gravă pentru
omenire, ce st ă în permanen ță în atenția Organiza ției Meteorologice
Mondiale și este datorată în principal industrializ ării și urbaniz ării
accentuate. Efectele polu ării se traduc prin modific ări ale tuturor
elementelor meteorologice principale, reducerea radia ției solare,
creșterea temperaturii și a impurific ării aerului datorit ă gazelor nocive
acumulate în straturile inferioare ale troposferei, cu consecin țe grave
asupra să nătății oamenilor și asupra întregii vie ți pe Pământ.
Sursele de poluare pot fi majore și minore . Dintre cele majore,
care particip ă cu peste 50%, trebuie am intite:
– autovehiculele (genereaz ă oxid de carbon, hidrocarburi, oxizi
de azot și sulf);
– activitățile industriale (elimină oxizi de sulf, carbon și azot,
hidrocarburi, particule solide aflate în suspensie sau sedimentabile);
– marile complexe energetice (produc oxizi de sulf și azot,
pulberi în suspensie și sedimentabile);
– încălzirea locuinț elor (elimină noxe din categoria oxizilor de
sulf și carbon);
– arderea de șeurilor (emană oxizi de carbon, azot și sulf,
hidrocarburi, particule solide în suspensie și sedimentabile).
Sursele minore le includ pe cele generatoare de:
– praf (circulația rutieră, demolările, activit ățile gospodă rești);
– fum (incendiile, țigările);
– aerosoli (spray-uri);
– germeni microbieni (oameni, animale).
În afară de aceste surse permanente, poluarea atmosferei mai
este cauzat ă și de manifest ări accidentale, cum ar fi: ac țiuni m ilitare
(explozii atomice, chimice, bacteriologice), accidente la centrale
nucleare (Cernobâl, 1986), ac țiuni teroriste (World Trade Center 2001,
explozii ale aeronavelor, maș inilor capcan ă etc.), explozii ale uzinelor
chimice, ale navelor marine și oceanice etc.
Principalii poluan ți cu efect negativ asupra atmosferei și implicit
asupra climei și sănătății organismelor vii sunt:

38- compușii sulfului : dioxid (bioxid) de sulf (SO 2), hidrogen
sulfurat (H 2S), acid sulfuros (H 2SO 3), acid sulfuric ((H 2SO 4), diferite
săruri (sulfiț i, sulfați);
– compușii carbonului : oxizi de carbon (CO, CO 2), hidrocarburi
(HC), aldehide;
– compușii azotului : oxizii de azot (NO x), amoniacul (NH 3),
diverși nitrați (componen ți ai „smogului” fotochimic);
– ozonul (O 3);
– substanțe radioactive ;
– suspensii solide : cenușă, funingine, gudroane.
Toate aceste categorii de poluan ți prezint ă o varia ție a
concentra ției lor în timp și spațiu, fiind mai frecvente în aerul de
deasupra marilor aglomera ții urbane și industriale, cu diferenț e mari
între centrul ora șelor ș i periferii (Constan ța Trufaș, 2003)
Fig. 5. Rolul inversiunilor termice în concentrarea poluan ților

Consecințele meteorologice și climatice ale prezen ței surselor de
poluare sunt:
− reducerea intensit ății radiației solare;
− creșterea opacit ății atmosferei;
− intensificarea efectului de ser ă datorită absorbției radiațiilor
infraroșii;
− creșterea temperaturii aerului, îndeosebi în marile centre
urbane;
− creșterea nebulozităț ii;
Profilul temperaturii aerului
Strat de inversiune termic ă
Stratul de turbulen ță
Temperatura

39− creșterea umezelii relative a aerului;
− amplificarea fenomenului de cea ță;
− creșterea cantit ăților de precipita ții datorit ă nucleelor de
condensare sporite.
Un rol important în cre șterea gradului de poluare revine tipului
de stratifica ție termică a aerului, de vânt și precipita ții. În acest sens,
inversiunile de temperatur ă și calmul atmosferic m ăresc concentra ția
poluanților (fig. 5), în timp ce turbulen ța aerului disperseaz ă poluanții.
Precipitațiile atmosferice filtrează aerul prin antrenarea în c ădere a
impurităților, de aceea dup ă ploaie atmosfera este mai curat ă.

2.5.1. Gazele cu efect de ser ă

La suprafa ța Terrei și în primii 5 km ai troposferei apare un
fenomen natural numit „efect de ser ă”. Acesta poate fi definit ca un
rezultat al mecanismului prin care stratul de aer înconjur ător
acționează ca un ecran protector atât pentru radia ția solară incidentă,
cât și pentru contraradia ția atmosferic ă. Prin absorb ția energiei
contraradiat ă de suprafa ța terestră, din spectrul infraro șu, sistemul
Pământ-Atmosfer ă (în troposfera joas ă până la 5000 m altitudine)
primește un surplus termic de +33șC. În acest proces, factorul esen țial
este reprezentat de vaporii de ap ă, care contribuie cu 62,5%, diferen ța
de 37,5% fiind adus ă de alte gaze cu efect de ser ă, printre care:
bioxidul de carbon, metanul, bioxidul de azot, ozonul,
clorofluorocarburile și aerosolii. În ultimele decenii de industrializare
puternică, echilibrul gazelor care asigur ă efectul de ser ă natural a fost
puternic perturbat datorită creșterii concentra ției de gaze reziduale și
de particule diferite de cele care se g ăsesc în mod natural în
troposferă. În acest fel, efectul de ser ă natural a fost amplificat prin
aportul efectului de seră antropic, mecanism în care, cre ște rea
concentra ției de bioxid de carbon, de ține rolul principal. În opinia
multor cercet ători, acesta ar reprezenta una din cauzele majore ale
schimbărilor climatice actuale, observate tot mai intens la nivel global,
prin efectele lor negative asupra populaț iei și mediului natural.
Gazele cu efect de ser ă antropic sunt acele combina ții de
elemente chimice care prezint ă o capacitate mare de absorb ție a
radiațiilor din domeniul infraro șu al spectrului radiativ solar,
considerate ră spunzătoare de tendin ța de încălzire a climei terestre.
Creșterea emisiilor de gaze cu efect de ser ă se datorează activităților
umane sporite în domeniile industriei, transporturilor, agriculturii etc.

40Creșterea acestor activit ăți depinde, la rândul ei, de: dezvoltarea economic ă,
nivelul tehnologiei, rezervele energetice, demografie.
Principalele gaze cu efect de ser ă sunt: bioxidul de carbon,
bioxidul de azot, metanul, clorofluorocarbona ții (C.F.C.) sau freonii,
ozonul, aerosolii. Concentra țiile actuale ale acestor gaze în atmosfer ă
sunt mult peste valorile normale. În aceast ă situație ele au un rol în
încălzirea sau r ăcirea climei (p ărerile sunt controversate, ca ș i faptul
că variațiile pe care le produc asupra elementelor climatice sunt
incluse în fenomenul de variabilitate climatic ă firească sau apar țin
schimbărilor climatice). Gazele cu efect de ser ă determin ă încălzirea
atmosferei joase și a suprafe ței terestre și o răcire, prin compensa ție, a
atmosferei înalte.
Bioxidul de carbon acumulat în atmosfer ă de la începutul
secolului al XIX-lea (pus în eviden ță prin analiza bulelor de aer din
masa ghe țarilor) a determinat înc ălzirea suprafe ței terestre cu 1,3
W/m², iar împreun ă cu alte gaze 2,2W/m² (conform calculelor). O
dublare a acestei concentra ții de bioxid de carbon de la 300 ppmv10 la
600 ppmv ar determina o cre ștere a căldurii de 4W/m² ș i o ridicare a
temperaturii globale în urm ătorii 20-30 ani cu pân ă la 4-5șC. Cre șterea
aceasta a concentra ției bioxidului de carbon din atmosfer ă este
considerat ă de mulți climatologi cauza principal ă a schimb ării climei
globale în urm ătorii 100 de ani (o problem ă destul de controversat ă,
acceptată de unii ș i, în acela și timp, respins ă de alții), cu implica ții
majore asupra vie ții de pe planetă .
Observații și măsurători exacte asupra concentraț iei de CO 2 din
atmosferă au început în anul 1958 la sta țiile Mauna Loa (Arhipelagul
Hawai) și Polul Sud. Investigarea ghe țarilor din Antarctida a pus în
evidență o creștere treptat ă a concentra ției de bioxid de carbon în
perioada postindustrial ă (după 1740) ș i foarte rapid ă în ultimele trei
decenii ale secolului al XX-lea (fig. 6). Aceast ă creștere rapid ă, de la
aproximativ 280 ppmv în 1750 la 370 ppmv la sfâr șitul anului
200111se datoreaz ă, în principal, activit ății umane și arderii
combustibililor fosili. Chiar în situa ția sistării emisiilor antropice de
bioxid de carbon, concentra ția lui mare din mediul aerian și cel
oceanic nu ar reveni la nivelul preindustrial nici pe parcursul a câtorva
secole, deci mult timp, de aici încolo, el va continua s ă influențeze
clima globului.

10 Părți de milion pe volum
11 În mesajul Secretarului General al O.M.M., O.P.Obasi, la Ziua
Mondială a Meteorologiei, 23 martie, 2003.

41Fig. 6. Varia ția concentra ției de dioxid de carbon pe baza m ăsurătorilor
de la Siple Station (Antarctica) și Mauna Loa (Hawaii)
Sursa: Chiotoroiu, 1997

Metanul (CH 4) se află în atmosfer ă din surse naturale și
antropice. Cre șterea concentra ției sale este legat ă, în principal, de
cultivarea orezului și creșterea vitelor, în prezent fiind mai mult decât
dublă, comparativ cu perioada preindustrial ă, și cea mai mare din
ultimii 150 000 ani, curba de evolu ție mergând paralel cu creș terea
populației. Durata de via ță a metanului este mic ă (10 ani) fa ță de a
altor gaze cu efect de ser ă. Stabilizarea concentra ției la nivelul actual
presupune o reducere a emisiilor cu 15-20%.
Clorofluorocarbonaț ii (CFC) sunt substan țe chimice de origine
antropică, foarte nocive, deoarece afecteaz ă stratul de ozon stratosferic
și amplific ă efectul de ser ă. La sfârșitul deceniul al 9-lea din secolul al
XX-lea, concentra țiile acestor compu și chimici oscilau între 280 pptv12
pentru CFC-11 și 484 pptv pentru CFC-12, care au durate de via ță de 65
ani și respectiv 130 ani. Sunt folosi ți în industria chimic ă drept
propulsori ai aero solilor, refrigeran ți, agenți generatori de spum ă,
solvenți în industrie și în întreținerea locuin țelor. Ritmul de cre ștere a
concentra ției lor în atmosfer ă este mult mai mare (cu 4% și peste pe an)
decât a altor gaze cu efect de ser ă. Strategiile mondiale privind
reducerea concentra ției atmosferice a acesto r gaze presupun înlocuirea
lor cu hidrofluorocarbona ți (HFC) și hidroclorofluorocarbona ți (HCFC),
a căror viabilitate este mai redus ă (1-40 ani).
Ozonul (O3) din stratosfer ă are un rol deosebit de important în

12 Părți de trilion din volum

42apărarea suprafeț ei terestre de ac țiunea nociv ă a radiațiilor ultraviolete și în
procesele chimice din troposfer ă și stratosfer ă, influențând bilanț ul radiativ.
Dintre toate dezastrele naturale care amenință omenirea în viitorii ani
(conform modelelor și prognozelor climatice, cel mai sumbru și apropiat ca
timp de producere este distrugerea treptat ă a stratului de ozon. Lipsa
acestuia ar face via ța imposibil ă pe Terra. În distrugerea stratului de ozon
un rol covâr șitor îl au cre șterea clorofluorocarbona ților și oxidului de azot
de natură antropică. O altă cauză ar fi zborul avioanelor supersonice la
altitudini mari (18-22 km), deoarece temperatura de func ționare a
reactoarelor acestora este suficient de mare pentru a disocia moleculele de
azot ale aerului aspirat.
Problema distrugerii stratului de ozon a revenit în atenț ia opiniei
publice în anul 1985, când s-au publicat rapoartele științifice privitoare la
existența unui „gol” (gaur ă neagră) în înveli șul de ozon, deasupra Polului
Sud. Reducerea cu peste 40% a înveli șului de ozon începând din anul 1977
a fost atât de neaș teptată, încât descoperitorii ei, cercet ătorii britanici, au
atribuit-o ini țial unei erori tehnice. În ultimii 20 ani s-a remarcat sc ăderea
ozonului cu 3,4-5,1% în emisfera nordic ă la latitudinile temperate, fenomen
mai intens în anotimpul de iarnă . Conform conven țiilor interna ționale, se
preconizeaz ă reducerile em
isiilor de CFC, N 2O și CH 4 și, în situația în care
aceste emisii vor fi controlate, pentru anul 2060 se prognozeaz ă o reducere
a ozonului stratosferic cu 0-4% în zonele tropicale și cu 4-12% la latitudini
medii ș i înalte.

433. ENERGIA RADIANT Ă

Reprezint ă totalitatea fluxurilor de radia ții ce străbat atmosfera,
a schimburilor și transform ărilor energiei radiante a Soarelui în
energie caloric ă de către suprafa ța activă terestră , distribuite ascendent
(încălzirea și răcirea aerului atmosferic, în special a celui troposferic)
și descendent (înc ălzirea și răcirea apei și a solului).
Sursa energetic ă principal ă este radiația solară, în timp ce
radiația atmosferic ă și cea terestr ă au o pondere mai mic ă, uneori
neînsemnat ă, și care sunt tot un rezultat al sursei principale, Soarele.
Energia total ă emisă de către Soare este de 6,15 kw/cm², iar energia
solară recepționată de suprafa ța terestră într-o zi ș i jumătate,
reprezintă întreaga cantitate de energie produs ă în toate centralele
electrice de pe glob în timp de un an (M ăhăra, 2001
).

3.1. Tipuri de radiații în atmosfer ă
Toate procesele fizice, chimice și biologice de la nivelul
suprafeței terestre și din atmosferă sunt determinate de energia
radiantă a Soarelui.
Cantitatea de energie radiant ă solară căzută pe un centimetru
pătrat de suprafa ță neagră așezată perpendicular pe direcț ia razelor
solare, la limita superioar ă a atmosferei, în timp de un minut poart ă
denumirea de constanta solar ă (S
0). Valoarea ei este de 1,91
cal/cm2/min., acceptat ă de toți cercetătorii din domeniul radiometriei
sau actinometriei13.
Fluxurile de energie radiant ă solară ce traversează atmosfera pot
fi sub form ă de unde electromagnetice sau termice , care alc ătuiesc
spectrul solar (radiativ sau electromagnetic), corpusculare și cosmice ,
a că ror importan ță în meteorologie și climatologie este infim ă,
comparativ cu a primelor.
Radiaț iile corpusculare sunt transmise prin particule elementare
de ioni, protoni, electroni și neutroni cu energii foarte ridicate și prin
particule α și β. Ele nu ajung la suprafa ța terestră, fiind dirijate prin

13 Radiometria sau actinometria este o ramur ă a Meteorologiei care se
ocupă cu studierea și măsurarea diferitelor tipuri de radia ții solare.

44intermediul câmpului magnetic terest ru spre regiunile polare, unde la
înălțimi foarte mari contribuie la ionizarea aerului și la formarea
aurorelor polare.
Radiaț iile electromagnetice sau termice se transmit sub form ă de
unde cu vitez ă mare de propagare, 300 000 km/s. Au cea mai mare
importanță pentru Terra și formeaz ă spectrul solar. Undele
electromagnetice sunt caracterizate prin lungime de und ă și frecvență,
mecanica cuantic ă asociindu-le particule numite fotoni .

3.2. Spectrul radia țiilor solare

Din cantitatea total ă de radiații din atmosfer ă (emise de sistemul
Soare-Pământ-Atmosfer ă), care au cea mai mare importan ță în
desfășurarea proceselor fizice și în geneza climei, 99% sunt situate în
zona spectrului electromagnetic, cu lungimi de und ă (λ) cuprinse între
0,17 µ ș i 80-100 µ, aparț inând celor trei domenii principale:
ultraviolete, vizibile și infraroșii. Doar 1% apar țin microundelor ș i
undelor radio (la extremitatea energetic ă inferioar ă) și radiațiilor
Röentgen (x și gamma), la cea superioar ă.

3.2.1
. Radiațiile ultraviolete
Reprezint ă 7% din energia radiant ă, cu lungimi de und ă cuprinse
între 0,01-0,4 μ. Ele sunt invizibile și foarte periculoase, din aceast ă
cauză se mai numesc și radiații chimice datorit ă efectelor produse. În
lipsa ecranului protector reprezentat de stratul de ozon, via ța pe Terra
nu ar fi posibil ă. Efectele negative asupra organismelor vii sunt foarte
puternice, expunerea îndelungat ă ducând la sterilitate, cancer, boli și
mutații genetice.

3.2.2. Radiațiile vizibile
Au lungimi de und ă cuprinse între 0,4-0,76 μ. Acest domeniu al
radiațiilor vizibile ocup ă 44% din totalul energiei radiante solare și
cuprinde cele 7 culori (tabelul 2), care împreun ă dau lumina alb ă,
valoarea maximă a concentra ției fiind pe lungimea de und ă de
0,476 μ, corespunz ătoare radia țiilor albastre, de unde și culoarea
albastră a cerului senin.
Radiațiile vizibile au o importan ță deosebită asupra plantelor, în
procesele vegetative și generative (de fructificar e), cunoscându-se faptul
că fotosinteza plantelor verzi se desf ășoa
ră numai în prezen ța luminii.
Radiațiile active în fotomorfogeneza plan telor sunt cele cu lungimi de

45undă cuprinse între 0,2 și 0,8 μm, în particular, între 660-730 nm14, care
asigură fructificarea (S ăndoiu, 2000).

Tabelul 2. Lungimea de und ă specifică radiațiilor vizibile

Nr. crt. Culoarea Lungimi de und ă în μ
1 Roșu 0,62-0,76
2 Portocaliu 0,59-0,62
3 Galben 0,54-0,58
4 Verde 0,50-0,55
5 Albastru 0,45-0,49
6 Indigo 0,41-0,44
7 Violet 0,39-0,45

3.2.3. Radiațiile infraro șii

Se mai numesc și calorice, cu lungimi de und ă cuprinse între
0,76 μ și 500 μ, reprezentând 37% din spectrul solar.
Fig. 7. Distribu ția procentual ă a energiei radiante solare în diferite regiuni
spectrale (a), reparti ția energiei în spectrul solar la diferite în ălțimi ale
Soarelui deasupra orizontului (b). Sursa: Măhăra, 2001
În cadrul spectrului energetic solar se mai afl ă în partea sa

14 Nanomicroni

46inferioară zona undelor radio ș i a microundelor cu lungimi de undă de
0,1-300 mm, iar la partea superioar ă, radiațiile Röentgen X și gamma.
Radiația solară se modific ă din punct de vedere spectral datorit ă
înălțimii Soarelui deasupra orizontului: la 90 °, ponderea cea mai mare
revine radia ției vizibile (46%) și celei infraroș ii (50%), ultravioletele
ocupând numai 4%, iar la 0,5 ° predomin ă radiația infraro șie (72%),
cea ultraviolet ă lipsind (fig. 7 a, b).
Fluxurile radiative cu direc ția Soare → Pământ sunt radia ții de
undă scurtă și cuprind: radiația solară directă, radiația difuză,
radiația globală și radiația reflectat ă, iar cele cu direc ția Pământ →
Atmosfer ă, sunt considerate de und ă lungă și cuprind: radia ția
terest
ră, radiația atmosferei și radiația efectiv ă. Ca urmare a
existenței celor două tipuri de fluxuri direc ționate diferit, se creeaz ă un
bilanț radiativ-caloric al sistemului Soare-P ământ-Atmosfer ă, prin
care se exprim ă diferența dintre energia primit ă și cedată , dintre
aportul ș i consumul de c ăldură la suprafa ța terestră.

3.3. Factorii care influen țează radiația solară

Cantitatea de c ăldură pe care o primeș te Terra depinde de factori
astronomici, cum sunt: forma și mișcările Pă mântului, înclinarea axei sale
în raport de planul eclipticii. Factorii astronomici sau cosmici au consecin țe
importante asupra distan ței la care se afl ă în permanen ță planeta fa ță de
Soare în cursul anului ca urmare a mi șcării de revolu ție, duratei zilelor și
nopțil
or, ca urmare a mi șcării de rota ție, oblicității razelor solare în cursul
zilei și al anului, duratei ilumin ării și unghiului de inciden ță sub care cad
razele Soarelui. Toate aceste consecin țe se răsfrâng asupra energiei radiante
și a fluxului radiativ care ajunge la suprafaț a terestră și implicit la înc ălzirea
globului prin conversia energiei ra diante solare în energie caloric ă de către
suprafața activă.

3.3.1. Durata de insolaț ie

Se mai nume ște și iluminare și reprezint ă timpul efectiv în care
suprafața terestră primește radiații de la Soare. Durata de insola ție este
diferită datorită înclinării axei terestre fa ță de planul eclipticii (66 °33'')
și față de perpendiculara pe aceasta. Astfel apare o durată diferită a
zilelor și iluminării de la Ecuator c ătre poli (fig. 8) și pe cele dou ă
em
isfere, diferen țiind cantitatea de radiaț ie solară primită și, implicit,
regimul insola ției. În emisfera nordic ă, în luna ianuarie, durata zilei

47scade către latitudinile superioare, la Ecuator fiind egală cu a nop ții
având 12 ore, la tropice 10 ore și 48 de minute, la 40 ° latitudine, 9 ore,
iar peste 66 ° latitudine este de 0 ore, noaptea polar ă fiind de 6 luni. În
emisfera sudic ă, durata zilei cre ște către latitudinile superioare de la
12 ore la Ecuator la 6 luni peste latitudinea de 66 °, unde este ziua
polară.

Fig. 8. Durata ilumin ării și unghiul de inciden ță a razelor
solare la diferite latitudini în ziua solsti țiului de iarn ă. Sursa: M ăhăra, 2001

3.3.2. Unghiul de incidență

Are un rol important în modificarea intensit ății radiației solare
pe suprafa ța terestră.
Radiațiile solare cad perpendicular și încălzesc o suprafa ță mult
mai mare decât radia țiile solare oblice. Valoarea unghiului de
incidență depinde de în ălțimea Soarelui deasupra orizontului, care se
află în dependen ță de latitudinea locului și de momentul zilei. Are o
valoare maxim ă la amiază, când înălțimea Soarelui este de 90 ° în zona
intertropicală la echinoc ții și la tropice, în timpul solsti țiului din
emisfera respectiv ă. Regiunile polare sunt lipsite aproximativ 6 luni
(noaptea și, respectiv, ziua polar ă) de afluxul de radia ție solară,
datorită formei Pă mântului (geoid de rota ție) și înclinării axei terestre,

48cum s-a v ăzut anterior.

3.3.3. Distanța Pământ-Soare

Intensitatea radia țiilor solare este invers propor țională cu
pătratul distan ței dintre P ământ și Soare (legea Kepler). Conform
acestei legi, cea mai mică distanță este la periheliu, iar intensitatea
radiațiilor solare este cu 7% mai mare decât la afeliu, când distan ța
este mai mare. În realitate, intervin efectele duratei de insola ție și al
unghiului de inciden ță al razelor solare, care îl compenseaz ă pe cel al
distanței Pământ-Soare.
Legea lui Kepler explic ă și variația mică a constantei solare în timpul
anului, care este influen țată și de numărul și suprafața petelor solare.

3.3.4. Influența atmosferei

Atmosfera, prin compozi ția ei, are o influen ță important ă asupra
radiației solare. Prin gazele componente, ea produce absorb ția, difuzia
și reflexia radia țiilor solare, la suprafa ța terestră ajungând direct doar o
parte din acestea, formând insolația. Intensitatea acestor procese
depinde de concentra ția vaporilor de ap ă și a aerosolilor (ce determin ă
transparen ța atmosferei) ș i de distan ța străbătută de radiațiile solare,
care la rândul ei depinde de unghiul de inciden ță al razelor solare.
Din cantitatea total ă de energie radiantă solară pe care o
recepționează sistemul P ământ-Atmosfer ă, 30% este difuzat ă și reflectată
în spațiul cosmic, 17-19% este absorbită de atmosfer ă și 51-53% este
absorbită de suprafa ța terestră, care o transform ă în energie caloric ă pe
care o radiază permanent în atmosfer ă, încălzind straturile inferioare ale
acesteia (troposfera).
Gazele componente atmosferei determin ă o absorb ție selectiv ă
pentru anumite lungimi de und ă și o absorbție global ă datorită
existenței suspensiilor lichi
de și solide.

3.3.4.1. Absorb ția selectiv ă

Este produs ă de gazele principale: oxigenul, bioxidul de carbon,
vaporii de ap ă, ozonul .
Oxigenul (O 2) absoarbe radia țiile ultraviolete cu lungimi de und ă mai
mici de 0,2 μ și radiațiile vizibile cu lungimi de und ă de 0,759 μ și 0,687 μ .

Bioxidul de carbon (CO 2) are cea mai puternic ă absorbție în

49domeniul infraro șu, cu lungimi de und ă cuprinse între 13 μ și 17 μ și
nu absoarbe radia țiile infraro șii cuprinse între 8 μ și 10 μ .
Vaporii de ap ă au o absorb ție puternic ă în domeniul infraro șu al
radiațiilor cu lungimi de und ă de 0,93 μ , 1,13 μ , 1,39 μ , 1,87 μ și 2,68 μ.
Absorbția selectivă a vaporilor de ap ă împreun ă cu cea a
bioxidului de carbon formeaz ă efectul de ser ă natural al atmosferei,
care contribuie la înc ălzirea aerului troposferic.
Ozonul (O 3) absoarbe intens radia țiile din întreg spectrul solar,
cea mai important ă fiind cea din domeniul ultraviolet cu lungimi de
undă cuprinse între 0,200 μ și 0,320 μ la înălțimi de 25-40 și 50 km
unde se afl ă ozonosfera , strat deosebit de important pentru protejarea
Pământului împotriva ac țiunii distrug ătoare a radia țiilor ultraviolete.

3.3.4.2. Absorb ția globală

Este determinat ă de suspensiile din atmosfer ă și duce la sl ăbirea
intensității radiației solare, fenomenul fiind direct propor țional cu
cantitatea de suspensii, mai accen tuat deasupra centrelor urbane și
industriale unde determin ă creșterea opacităț ii atmosferei cu
consecințe negative asupra transparen ței aerului și a vizibilităț ii
atmosferice.

3.4. Componentele fluxului radiativ
Fluxul energetic radiativ ce str ăbate atmosfera este format din
radiații de undă scurtă , care provin de la Soare și de undă lungă , cele
care vin de la suprafa ța terestră in
clusiv radia ția atmosferei. Se
exprimă în calorii/cm2/minut sau în Wm-2 și este alc ătuit din
următoarele componente: radia ția solară directă, radiația difuză,
globală reflectat ă (toate de unde scurte) și radiația terestr ă, a
atmosferei și efectivă (de unde lungi).

3.4.1. Radiația solară directă (S)

Reprezint ă partea din radia ția solară cu lungimi de und ă cuprinse
între 0,29 μ și 5,0 μ, care ajunge pe suprafa ța terestră nemodificat ă,
sub forma unui fascicul de raze paralele. Este cel mai important component al bilan țului radiativ și este caracterizat ă prin două mărimi:
intensitate și insolație. Intensitatea definește energia fluxului radiativ
respectiv în timp de un minut pe un centimetru p ătrat de suprafa ță

50neagră aflată perpendicular pe direc ția fluxului, iar insola ția este
cantitatea de radia ție solară directă ce cade pe o suprafa ță orizontal ă.
Intensitatea radia ției solare se afl ă în legă tură directă cu unghiul
de înălțime a Soarelui deasupra orizontului, depinzând deci, de
latitudine, anotimp și ora zilei, dar și de transparen ța aerului. De
asemenea exist ă o relație strânsă între valoarea intensităț ii și orientarea
suprafețelor în spa țiu. Astfel, în zona muntoas ă, versanții sudici
beneficiaz ă de cea mai ridicat ă intensitate a radia ției solare directe. Ca
orice parametru meteorologic, radia ția solară directă prezintă variații
zilnice și anuale.

Fig. 9. Varia țiile zilnice ale radia ției solare directe: a) vara, b) iarna
Sursa : Măhăra, 2001

Variațiile zilnice depind de latitudine, altitudine, anotimp,
transparen ța aerului și nebulozitate. În timpul unei zile de var ă,
intensitatea radia ției solare directe are o valoare maxim ă la amiaz ă,
mult mai mare decât în timpul unei zile de iarn ă (fig. 9). Cu cât
transparen ța aerului este mai redus ă și nebulozitatea mai ridicată , cu
atât intensitatea radia ției solare directe este mai mic ă. Cu creșterea
altitudinii, o dat ă cu scă derea impurit ăților din aer, cre ște și valoarea
intensității radiației solare directe (tabelul 3).

Tabelul 3. Intensitatea radia ției solare directe la diferite altitudini 0 4 8 12 16 20a
b
00,250,500,751,001,25cal/cm /min2
ore

51
Stația În ălțimea (m) S (cal/cm2/min)
București 92 1,65
Vf. Jungfrau 3460 1,74
Balon sond ă 22600 1,78
Sursa: Ciulache, 2002

La latitudinile ecuatoriale și tropicale, valoarea intensit ății
radiației solare directe este mai redus ă, datorită cantităț ilor mari de
vapori de ap ă și praf prezente în atmosfer ă, iar la poli, datorit ă
transparen ței aerului, de și valoarea unghiului de incidență este mai
mic, intensitatea este mai mare.
Variația anuală a intensit ății radiației solare directe depinde de
latitudine și transparen ța aerului. Maximul se înregistreaz ă la sfârșitul
primăverii ș i începutul verii, iar minimul la solsti țiul de iarnă .

Fig. 10. Varia țiile anuale ale radia ției solare directe la diferite latitudini

Latitudinal, la ecuator, curba de evolu ție este format ă din două
oscilații, corespunz ătoare celor dou ă maxime echinoc țiale și celor
două minime solsti țiale. La 45 ° se înregistrează un maximum vara și
un minimum iarna, iar la poli se observ ă un maximum și un minimum
corespunz ător zilei și nopții polare (fig. 10).

3.4.2. Radiația solară difuză (D) 600
500400300
200
100
0IF M A MI IA O N SD45
9090045 0
lunileCal/cm /zi2

52
Reprezint ă partea din radia ția solară directă care ajunge la
suprafața terestră , din toate direc țiile, după ce a fost difuzat ă de către
moleculele gazelor componente ale atmosferei și de particulele solide
și lichide aflate în suspensie. Depinde de: latitudine, altitudine,
înălțimea Soarelui deasupra orizontului, transparen ța aerului ,
nebulozitate, prezen ța sau absența stratului de z ăpadă .
Valorile intensit ății radiației solare difuze sunt mici pe timp
senin (10-20 cal/cm2min.) și cresc pe timp noros ș i cețos, de 3-4 ori
comparativ cu valoarea de pe timp senin (fig. 11).

Fig. 11. Radia ția difuză și cea reflectat ă
Sursa: Ciulache, Ionac, 1995

Latitudinal radia ția difuză crește de la ecuator spre poli din
cauza nebulozităț ii mari și a persisten ței stratului de z ăpadă. În funcție
de transparen ța aerului, radia ția difuză variază invers propor țional atât
în sens latitudinal, cât și altitudinal.
Radiația difuză are o varia ție zilnic ă, valoarea maxim ă
înregistrându-se vara la amiaz ă, iar cea minim ă iarna, în regim
anticiclonic (tabelul 4).

Tabelul 4. Varia ția zilnică a radiației solare difuze și directe (cal/cm2/min.) în Radiație reflectată
Radiație propagat ă
spre baza norului
Radiație difuzată în toate direc țiile

53luna iulie la latitudini medii

Orele Radiația 6 8 10 12 14 16 18
D 0,10 0,16 0,23 0,25 0,22 0,16 0,15
S 0,30 0,64 0,91 1,00 0,90 0,62 0,28
Sursa: Măhăra, 2001

3.4.3. Radiația globală sau total ă (Q)

Reprezint ă radiația solară directă împreun ă cu radia ția solară
difuză, care ajung simultan pe suprafa ța terestră . Intensitatea ei este
exprimată prin relația:

Q = S · sin (h 0) + D,

în care:
Q = intensitatea radia ției globale
S = intensitatea radia ției solare directe
h0 = înălțimea Soarelui deasupra orizontului
D = radiaț ia difuză
Intensitatea radia ției globale depinde de: în ălțimea Soarelui
deasupra orizontului, transparen ța aerului, nebulozitate și latitudine.
Prezintă variații diurne și anuale determinate de acelea și cauze.
În timpul zilei, valoarea maxim ă se înregistreaz ă la amiaz ă, iar
valoarea minim ă dimineața și seara (fig. 12). În timpul unui an radia ția
globală depinde de varia ția nebulozit ății medii, maximum apare la
sfârșitul lunii iulie. Pe teritoriul României, în luna iunie, cea mai mare
valoare se produce la orele 12 pe litoral, iar cea mai mic ă în Câmpia
Română, dimineața și seara (tabelul 5).

3.4.4. Radiația reflectat ă (R) și absorbit ă (a)

Radiația reflectat ă este o parte din radia ția solară globală căreia i
se schimb ă direcția de propagare (fă ră modificarea spectrului radiativ)
datorită însușirilor fizice ale suprafeț ei terestre (culoare, rugozitate
etc.). Însu șirea sau capacitatea de reflexie a suprafeț elor subiacente
active se nume ște albedo (A), care se exprim ă în procente printr-un
raport între intensitatea fluxului de radia ții reflectate și radiația globală
incidentă pe suprafa ța Pământului, dup ă formula:

54

Fig. 12. Regimul diurn al radia ției solare globale la Bucure ști-Afumaț i
Sursa: Ciulache, 2002

Tabelul 5. Varia ția diurnă a intensit ății medii multianuale a radia ției solare
globale pe suprafa ța orizontală în luna iunie, în România (Wm-2)

Stația/ora 6 9 12 15 18
Iași 161 565 703 544 154
Cluj-Napoca 161 565 691 496 161
Timișoara 154 551 733 551 140
Galați 140 551 705 489 122
București 125 558 726 530 132
Craiova 161 579 740 530 140
Constanța 161 628 803 621 133
Poiana Bra șov – 461 721 496 –
Sursa: Oprea, 2001, citat de V ăduva, 2004

Valorile albedo-ului variaz ă între 2%, apa limpede și liniștită în
condițiile înălțimii mari a Soarelui deasupra orizontului și 95%,
zăpada proasp ăt căzută (tabelul 6). % 100× =QRA

55Diferențele până la 1% sau 100% reprezint ă radiația absorbit ă
de către suprafaț a respectiv ă. Ea este exprimat ă printr-o m ărime (a),
numită coeficient de absorb ție, dat de rela ția:

a = (1-A) · 100%,
în care: A = albedo-ul
Radiația absorbit ă (Q-R) se mai poate defini și ca partea
nereflectat ă din radia ția solară globală incident ă. Se mai nume ște
bilanț radiativ de und ă scurtă.

Tabelul 6. Valoarea albedo-ului diferitelor suprafe țe active

Natura suprafe ței active subiacente A (%)
Zăpadă proaspătă 84-95
Zăpadă curată umedă 60-70
Norii 50-80
Zăpadă învechită 40-60
Stepă uscată 30-40
Păduri de foioase toamna 33-38
Nisipuri de șerturilor 28-38
Păduri de foioase vara 25-30
Lanuri de cereale în diferite faze de vegeta ție 10-25
Păduri de conifere 10-18
Cernoziom uscat 14
Arături umede 5-15
Apa 2-70
Sursa: Pop, 1988

3.4.5. Radiația terestră (Et)

Este radia ția emisă de suprafa ța terestră în flux continuu dup ă ce
s-a încălzit datorit ă convertirii radia ției solare directe în radia ție
calorică, prin care se înc ălzește suprafa ța terestră până la o anumit ă
adâncime. Ea prezint ă variații zilnice și sezoniere ale intensit ății, în
raport de intensitatea radia ției globale și prezint ă o anumit ă
dependen ță de temperatura suprafe ței solului.
La o temperatur ă medie a P ământului de 15șC, radia ția terestră
prezintă o valoare medie de 0,57 cal/cm2/min. Valoarea maxim ă se
înregistreaz ă vara pe cer senin și pe suprafe țe uscate, iar cea minim ă în

56nopțile de iarn ă. În evoluț ia zilnică se remarc ă o creștere constant ă de
la răsăritul Soarelui pân ă la amiază, când se produce maxima, urmând
apoi o descre ștere a valorilor spre seară și pe parcursul nopț ii, minima
fiind înainte de r ăsăritul Soarelui.

3.4.6. Radiația atmosferic ă (Ea)

Reprezint ă fracțiunea din radia ția terestră absorbită de atmosfer ă
prin vaporii de ap ă, aerosoli lichizi, bioxid de carbon, ozon etc. și
îndreptată înapoi către suprafaț a terestră. Este o component ă radiativă
de undă lungă, cea mai mare absorbț ie o prezint ă vaporii de ap ă în
domeniul spectral cuprins între 6 μ și 8,5 μ și la 18 μ. Intervalul de
maximă transparen ță pentru radia ția emisă , în care atmosfera nu
absoarbe și prin care c ăldura emis ă de Pământ se pierde în spa țiul
cosmic se nume ște fereastra atmosferic ă.
Prin absorb ție atmosfera se încă lzește și emite radia ții infraroșii
cu lungime de und ă mare care reprezint ă radiația atmosferic ă. E a se
propagă în toate direc țiile, iar frac țiunea care se îndreapt ă către
Pământ se nume ște contraradia ția atmosferic ă. cu o intensitate de
0,42 cal/cm2/min.

3.4.7. Radiația efectivă (Re )

Reprezint ă diferenț a dintre radia ția terestră și radiația atmosferei
cu direcții contrare. Ea se calculeaz ă prin relația:
Re = E t – E a Radiația efectivă se mai poate defini și prin pierderea de c ăldură a
suprafeței terestre, care se produce noaptea pe timp senin, mai ales iarna.
În timpul zilei surplusul de c ăldură rezultat prin conversia
radiației solare directe și difuze în c ăldură este folosit în înc ălzirea
aerului și a solului. Din aceste cauze radia ția efectivă prezintă variații
zilnice și anuale legate de cele ale temperaturii suprafe ței de contact.
Variația zilnică prezintă un minimum înainte de r ăsăritul Soarelui și
un maximum în jurul amiezii, iar în regim anual, apare un maximum
vara și un minimum iarna. Aceast ă evoluț ie se produce numai pe timp
senin, în situa ția cerului noros, situa ția se complic ă.
Radiația efectiv ă are valori cuprinse între 0,10 cal/cm2/min și
0,30 cal/cm2/min și depinde de mai mul ți factori: temperatura aerului
și a solului, umezeala absolut ă a aerului, nebulozitate, cea ță, vânt,
altitudine, propriet ățile fizice ale solului, prezen ța vegetației.

57Tabelul 7. Rela ția dintre radia ția efectivă și nebulozitate

Nebulozitate (zecimi) 0 1 9 10
Re (cal/cm2/min) 0,144 0,140 0,046 0,021
Sursa: Matveev, citat de M ăhăra, 2001

Nebulozitatea și ceața au o importan ță mare asupra intensit ății
radiației efective, deoarece, în astfel de condi ții atmosferice cre ște
radiația atmosferei, sc ăzând implicit valoarea radia ției efective
(tabelul 7).

3.5. Bilanțul radiativ-caloric

Energia radiant ă primită sub forma fluxului radiativ solar este
absorbită și transformat ă de suprafa ța terestră activă în căldură
transmisă în trei direc ții principale: aer, ap ă și sol.
În sistemul Pă mânt – Atmosfer ă se produc aporturi și pierderi de
energie radiant ă și calorică, creându-se, astfel, un bilan ț radiativ și
caloric, care reprezint ă în esență încălzirea și răcirea planetei și a
atmosferei înconjur ătoare.
Deoarece în acest proces sunt incluse radia ția solară, atmosferic ă
și terestră c
are prezint ă schimburi continue de energie radiant ă și
calorică, se poate vorbi de existen ța unui bilan ț radiativ și caloric al
suprafeței terestre, al atmosferei și al sistemului P ământ-Atmosfer ă.

3.5.1. Bilanț ul radiativ (Br) al suprafe ței terestre

Reprezint ă diferența dintre suma tuturor fluxurilor de und ă
scurtă și lungă primite de suprafa ța terestră și suma fluxurilor de und ă
scurtă și lungă pierdute de ea sub forma radia țiilor reflectate și emise.
Radiația primită este dată de suma radia ției solare directe (S), a
radiației difuze (D) și a atmosferei (Ea). Radia ția cedată sau emisă este
formată din radia ția reflectat ă (R) ș i radiația terestră (Et). Ecua ția
bilanțului radiativ este de forma:

Br = (S + D + Ea) – (R + Et),
sau de forma: Br = Q –
R + Ea,
sau de forma: Br = Q (1-Q) – Re,

58știindu-se c ă S + D = Q (radiaț ia totală sau global ă), iar Et – Ea = Re
(radiația efectivă ).
Bilanțul radiativ al suprafe ței terestre depinde de nebulozitate și
este diferit de la zi la noapte. Astfel, pe timp noros, când nu exist ă
radiație solară directă , valoarea sa este dată de relația:

Br = (D + Ea) – (R + Et)
În timpul nop ții, în absen ța radiației solare de und ă scurtă ,
bilanțul radiativ al suprafe ței terestre este dat numai de radia ția
efectivă (fig. 13), conform rela ției:

Br = Ea – Et

Fig. 13. Componentele bilan țului radiativ al suprafe ței terestre
Sursa: Măhăra, 2001
Valorile bilan țului radiativ al suprafe ței terestre pot fi pozitive,
ducând la înc ălzirea suprafe ței terestre sau negative, reprezentând
răcirea acesteia. În func ție de valorile acestui bilan ț, la suprafa ța
terestră se produc o serie de procese fizice foarte importante care
determină aspectul vremii și formarea climei globului, cum ar fi:
evaporația, formarea și transformarea maselor de aer, temperatura
aerului și a solului, cantitatea de vapori de ap ă din atmosfer ă,
presiunea aerului și dinamica atmosferei, înghe țul, dezghe țul.

S
D
R
Et
Ea
EaR
EtD
Ziua Noaptea

59Bilanțul este pozitiv în situa ția în care energia radiant ă primită
este mai mare decât cea cedat ă, ducând la înc ălzirea suprafe ței terestre
și are valoare negativ ă, în situația în care energia radiant ă primită este
mai mică decât cea pierdută într-o serie de procese, care duc la r ăcirea
acesteia.
Bilanțul radiativ al suprafe ței terestre depinde de: latitudinea
locului, natura suprafe ței subiacente active, transparen ța aerului,
conținutul în vapori de ap ă, nebulozitate, și prezintă variații zilnice și
anuale. El este pozitiv ziua și vara și negativ noaptea și iarna. Aceste
valori sunt tot mai mult modificate antropic, în sens negativ, datorită
poluă rii excesive a aerului atmosferic, dar și pozitiv, prin interven ții
asupra fenomenelor meteorologice de risc: secetă , înghețuri timpurii
de toamn ă și târzii de prim ăvară, vânturi puternice, toate cu impact
puternic asupra agriculturii.

3.5.2. Bilanț ul radiativ al sistemului P ământ-Atmosfer ă

Este compus din radia ția absorbit ă de suprafața terestră și de
atmosferă cu lungimi de und ă scurtă , dar ș i de radia țiile cu lungimi de
undă lungă emise de suprafa ța terestră și atmosferă (fig. 14 și 15).
Valorile lui depind de latitudine și anotimp.
Pe suprafa ța globului, bilan țul are valori pozitive de la Ecuator
până la aproximativ 30-40 ° latitudine nordic ă și sudică (în zona de
climă caldă) și negative peste aceste latitudini. În emisfera nordic ă,
vara el este negativ la 80 °, iar iarna la 20 °.
Bilanțul radiativ de und ă lungă al sistemului Pă mânt –
Atmosfer ă este format din radia ția terestră (98%) din care 91% este
absorbită de atmosfer ă și 7% se pierde în spa țiul cosmic prin fereastra
atmosferic ă, împreun ă cu radia ția atmosferei spre spa țiul cosm ic
(57%) și spre suprafa ța terestră (78%). În acest bilan ț se mai au în
vedere energia caloric ă emisă de suprafa ța terestră prin
conductibilitate, convec ție, turbulen ță și căldura latent ă de evaporare,
care sunt principalele modalit ăți de încălzire a aerului troposferic.

60
Fig. 14. Bilan țul radiațiilor de undă scurtă al sistemului P ământ – Atmosfer ă.
Sursa: Flohn, citat de Ciulache, 2002

La limita superioar ă a atmosferei, bilan țul radiativ este compus din
constanta solar ă la aporturi (100%) și la pierderi din radia ția difuză a
atmosferei și cea reflectat ă de suprafa ța terestră și nori (36%), împreun ă cu
fluxul de und ă lungă al atmosferei și al radiației terestre (64%).
Bilanțul radiativ pentru atmosfer ă este alcătuit din absorb ția unei părți
din radiația solară, terestră și calorică, la aporturi, conform rela ției:
17 + 91 + 22 + 5 = 135%

și de radia ția atmosferic ă spre spațiul cosmic (57%) și spre suprafa ța
terestră (78%), la pierderi, în total 135%.

Reflectat ă în
spațiul de nori
și praful din atmosferăRA SO SA
-25% 100% -7%
Dispersat ă în
atmosfer ă
18%
16%
Absorbită
direct de c ătre
atmosfer ă +1%
Absorbită
de apa ș i
gheața norilor
Albedoul
suprafeț ei
terestre
-5%
Radiația
directă
S C SERadiația
difuză
+26% +14% +11%

61
Fig. 15. Bilan țul radiațiilor de undă lungă al sistemului P ământ – Atmosfer ă.
Sursa: Flohn, citat de Ciulache, 2002

3.5.3. Bilanț ul caloric (Bc)

Reprezint ă diferenț a dintre cantitatea de c ăldură primită și cea
cedată de suprafa ța activă subiacent ă, sub forma ecua ției:

Bc = Bt – (Ta + Ts + Te),

în care:
Bt = bilan țul radiativ al suprafe ței terestre
Ta = căldura transmis ă aerului
Ts = căldura transmis ă în sol
Te = căldura consumat ă în evaporarea apei
Această formulă suferă modificări în func ție de bilan țul caloric
în diferite intervale de timp (24 de ore, o perioad ă de un an sau mai
mulți ani), de felul suprafe ței active subiacente (ap ă sau uscat, cu
diferite caracteristici termice și hidrice).
În regiunile de șertice, întreaga valoare a lui Bt este folosită
pentru înc ălzirea aerului, Ta, cele dou ă componente fiind egale.
Același lucru se întâmpl ă și la suprafa ța orașelor, de aici rezultând
te
mperaturi excesiv de ridicate ale suprafe ței solului și aerului din
imediata apropiere, comparativ cu a regiunilor învecinate. În schimb, 18%
A
96%G
114%Pierdere de radia ție
spre spa țiu
Absorbită și
re-radiată
spre Pământ
Contra-radia ția
atmosferic ă

62pe suprafe țele umede, cea mai mare parte a c ăldurii se consum ă în
procesul de evaporare a apei, ceea ce imprim ă suprafeței și aerului
învecinat temperaturi mai sc ăzute.
Planeta Terra are un echilibru caloric stabil datorit ă faptului c ă
întreaga cantitate de c ăldură obț inută prin bilan țul radiativ este
consumat ă pentru evaporarea apei și pentru înc ălzirea aerului, solului
și apei, iar surplusul de c ăldură din zonele intertropicale și deficitul
din zonele polare se echilibreaz ă în mecanismul circula ției generale a
aerului troposferic. În acest fel planeta și-a păstrat o temperatur ă
medie constantă de 15șC.
Bilanțul radiativ-caloric al sistemului P ământ-Atmosferă are, la
aporturi 25 Kcal/cm2/an (100%) primite de la Soare, iar la ced ări, cele
105 Kcal/cm2/an (42%) pierdute prin reflexie și difuzie spre spa țiul
interplanetar, cele 50 Kcal/cm2/an (20%) pierdute prin radia ția
efectivă a suprafeț ei terestre și cele 95 Kcal/cm2/an (38%) pierdute
prin radia ția efectivă a atmosferei, de la strat la strat. La scar ă globală,
aceste valori variază , pentru acela și loc, în func ție de perioada
calendaristic ă și, pentru acela și moment, în func ție de latitudine
(Ciulache, 2002).

634. TEMPERATURA SOLULUI
ȘI A MARILOR SUPRAFE ȚE DE AP Ă

4.1. Încălzirea suprafe ței terestre

Energia radiant ă transmis ă de către Soare este absorbit ă și
transformat ă în energie caloric ă de suprafa ța terestră, care determină
încălzirea suprafe țelor de uscat, adic ă a solurilor, a suprafeț elor de ap ă
și a aerului din stratul inferior al atmosferei – troposfera. O parte din
căldura acumulat ă se propag ă spre straturile mai adânci ale solului și
apei, dar și spre aerul troposferic, iar alt ă parte se consum ă în diferite
procese fizice, chimice și biologice care se produc la suprafa ța
terestră . Deci, scoar ța terestră are proprietatea de a transforma energia
radiativă în energie caloric ă și de a distribui energia caloric ă, din acest
motiv a fost numit ă suprafață activă sau subiacent ă. Ea reprezint ă
stratul superficial planetar, incluzând diferitele tipuri de soluri,
covorul vege
tal, primii zeci de metr i ai apei transparente sau primii
centimetri ai apei tulburi și ai stratului de z ăpadă.

Fig. 16. Schimbul de c ăldură la suprafaț a solului , a. ziua, b. noaptea
Sursa: Geiger, citat de Dumitrescu, 1973

64Încălzirea suprafe ței terestre se realizeaz ă prin absorb ția și
transformarea energiei radiante ajuns ă la suprafa ța solului în energie
calorică. De la suprafa ța solului c ăldura este transmis ă în trei direc ții
principale, sol, apă și aer, conform legilor de propagare a că ldurii, în
funcție de particularit ățile mediilor respective (fig. 16).

4.2. Temperatura solului

Cunoașterea temperaturii și a regimului termic al solului are o
deosebită importanță practică în diverse domenii ale activit ății economice:
agricultură , construcții, canalizare, transmisiuni, c ăi de comunica ție rutiere,
hidroameliora ții etc. Temperatura suprafe ței active a solului reprezint ă un
factor genetic principal al macroproceselor atmosferice15, dar ș i în formarea
topoclimatului și microclimatului, în func ție de caracteristicile locale
topografice și orografice.
Ea este sursa principal ă de încălzire a aerului în timpul zilei,
care genereaz ă procesele convective, ce pot determina vara fenomenul
de cumulizare16 și aversele de ploaie, dar și de răcire noaptea, cu
posibilitatea de apari ție a înghe țurilor radiative.
Cunoașterea distribuț iei spațio-temporale a temperaturii solului
este foarte important ă în înțelegerea propriet ăților fizico-chimice și
biologice, care se produc la nivelul sistemului radicular al plantelor,
care pot crea un micromediu favorabil sau advers cre șterii și
dezvoltării lor. Toate procesele de vegeta ție ale plantelor începând de
la semănat și germinare, pân ă la maturitate și recoltare se desfăș oară
normal numai între anumite limite termice, specifice fiec ărei plante și
faze fenologice17 (Berbecel ș i colab. 1970). Intensitatea proceselor
biochimice de transformare a substan țelor organice, dizolvarea și
precipitarea diferitelor s ăruri minerale, absorbț ia prin intermediul
rădăcinilor, activitatea microorganismelor, proliferarea d ăunătorilor și
bolilor diferitelor specii vegetale spontane sau cultivate depind de temperatura și regimul termic al solului (Gloyne și Lomas, 1988). În
același timp, starea fizică a aerului din stratul microclimatic de
deasupra solului este influen țată de propriet ățile termice, gradul și
modul de înc ălzire al acestuia.

15 Macroprocesele atmosferic e sunt procese sinoptice și radiative
desfășurate la scar ă mare pe suprafa ța Pământului, care determin ă caracterul
vremii pe o perioadă lungă de timp.
16 Cumulizarea este procesul de formare a norilor datorit ă mișcărilor
convective ale aerului.
17 Faza fenologic ă reprezint ă un anumit stadiu de vegeta ție a plantelor,
cu cerințe climatice specifice.

654.2.1. Factorii care influen țează temperatura solului

Temperatura solului depinde de numero și factori, dintre care, cei
mai importanț i sunt: cantitatea de energie solar ă primită (în funcție
de data calendaristic ă, ora, ziua, latitudinea și modul de expunere a
suprafeței active), proprietăț ile termofizice ale solului , macro și
microrelieful, covorul vegetal, stratul de z ăpadă , caracteristicile
morfologice ale solului (tipul, culoarea, structura și textura).

4.2.1.1 Cantitatea de energie solar ă primită
Factorul principal al înc ălzirii solului este radia ția solară,
deoarece cantitatea de c ăldură care ajunge din interiorul scoar ței
terestre prin termoconductivitate, ca și aceea rezultat ă din procesele
chimice și biologice au o importan ță destul de mic ă.
Fluxul radiativ care ajunge la P ământ este mult diminuat de
existența în atmosfer ă a vaporilor de ap ă și a particulelor de praf.
Vaporii de ap ă absorb mari cantit ăți de căldură, iar o a
tmosferă umedă
și un grad ridicat de nebulozitate devin un ecran în calea radia țiilor
solare. Data calendaristic ă, ora, ziua, coordonatele geografice ale unui
anumit loc și felul expunerii suprafe ței active determin ă cuantumul de
căldură și distribu ția acesteia la suprafa ța și în interiorul solului.
Astfel, cercetă torii americani, m ăsurând temperatura solului într-o
stațiune din Arizona, în lunile mai și iunie la adâncimea de 8 cm, pe
versanții nordic și sudic al unui deal cu o pant ă de 18°, au constatat
diferențe de 5°-7°C în plus ale mediei maximelor pe versantul sudic,
comparativ cu cel nordic (Berbecel și colab., 1970). Diferen țele de
expunere au o mare importan ță ecologică și agricolă, datorită faptului
că, temperatura solului este întotdeauna mai ridicat ă pe expozi țiile
sudice decât pe cele nordice.

4.2.1.2. Propriet ățile termofizice ale solului

Sunt: conductivitatea (conductibilitatea) calorică, capacitatea
calorică (căldura specific ă) și conductivitatea termic ă
Cond
uctivitatea caloric ă (K). Însușirea esențială a oricărui tip de
sol este determinat ă de capacitatea lui de a transmite c ăldura de la
straturile mai calde c ătre cele mai reci. În fizic ă această proprietate este
caracterizat ă de coeficientul de conductivitate caloric ă (k). Acesta
reprezintă cantitatea de c ăldură care trece sub form ă de flux în unitatea
de timp (secund ă), prin unitatea de suprafa ță (centimetru p ătrat) a unui

66strat gros de 1 cm, pentru o diferență de temperatur ă de 1°C, între partea
superioară și cea inferioar ă a stratului considerat (Dragomirescu,
Enache, 1998). Conductivitatea caloric ă reprezintă deci, o m ărime
caracteristic ă fiecărui tip de sol. Deoarece în sol exist ă apă și aer, acești
componen ți vor modifica propriet ățile termice ale solului. Influen ța
exercitată va depinde de coeficien ții calorici ai p ărților componente ale
solului: coeficientul caloric al apei este K = 0,0013 cal/ cm.s.grd, iar al
aerului, K = 0,00005 cal/cm.s.grd. Co eficientul de conductivitate al
particulelor solide variaz ă între 0,001 și 0,006 cal/cm.s.grd. În acest
context, solurile cu un grad de umiditate redus ă vor avea o
conductivitate caloric ă mai mică, decât cele umede (tabelul 8).

Tabelul 8. Valorile coeficien ților de conductivitate caloric ă după
natura solului

Tipul de sol Coeficientul de conductivitate caloric ă
(cal/cm.s.grd.)
Sol nisipos 0.0028
Sol cu apă în pori 0.0042
Argilă 0.0044
Granit 0.0097
Gresie 0.0107
Sursa: Bacinschi, 1962

Capacitatea caloric ă este considerat ă cantitatea de c ăldură
necesară pentru cre șterea temperaturii unui corp cu un grad. Ea se
exprimă prin noț iunea de c ăldură specifică. Atunci când reprezint ă
cantitatea de c ăldură necesară ridicării temperaturii cu 1șC a unui
gram de substan ță poartă denumirea de căldură specifică gravimetric ă
sau masică (c), iar în cazul cre șterii temperaturii unui centimetru cub
dintr-un corp oarecare se nume ște căldură specifică volumetric ă sau
volumică (C). Între aceste dou ă mărimi există relația:
C = c · p

în care p este densitatea corpului (în cazul nostru a solului).
Această formulă este derivată din relația calorimetrică :
Q = cm (t 1 – t0), având în vedere leg ătura strâns ă dintre mas ă,
volum și densitate.

67Valoarea c ăldurii specifice gravimetrice este dat ă deci de
raportul dintre C și p.
Căldura specifică volumetric ă a unui sol format din constituen ți
solizi obi șnuiți și lipsit în totalitate de ap ă a fost găsită în urma unor
determinări repetate și este cuprinsă între 0,4 ș i 0,6 cal/cm3grd. Pentru
același sol și în acelea și condiții de umiditate, c ăldura specifică
gravimetric ă a fost egal ă cu 0,2-0,4 cal/g.grd.
Datorită faptului c ă în natură solul con ține, de cele mai multe
ori, o anumit ă cantitate de aer și apă, la determinarea c ăldurii specifice
a solului trebuie să se ia în considerare și valorile caracteristice ale
acestora. C ăldura specific ă a aerului este de 0,0000306 cal/cm3grd., iar
a apei este de 1 cal/cm3grd. (cea mai mare valoare), deci solurile
uscate se înc ălzesc și se ră cesc mai repede în primii centimetri decât
cele umede. Din aceea și cauză solurile nisipoase (care nu re țin apa) se
încălzesc și se ră cesc mai rapid decât solurile argiloase (care p ăstrează
apa un timp îndelungat).
Conductivitatea termic ă. Pentru o caracterizare mai bun ă a
particularit ăților fizice ale solului trebuie s ă se ia în considerare ș i
conductivitatea termic ă. Coeficientul de conductivitate termic ă (λ)
este exprimat prin rela ția:
Coeficientul de conductivitate termic ă se exprim ă în cm2/s.
Valoarea lui va fi mai mare în cazul aerului (0,16 cm2/s) și mai mic ă
pentru ap ă (0,0013 cm2/s). Aceste date explic ă de ce solurile complet
uscate au o conductivitate termic ă mai mare, în compara ție cu cele
umede. Conductibilitatea termic ă este o proprietate esen țială a
solurilor în precizarea propag ării căldurii și a variațiilor temperaturii
în adâncime.
Proprietățile termice ale diferitelor tipuri de sol sunt influen țate în
principal de umiditate și gradul de afânare (porozitate sau con ținutul de
aer). Rela țiile dintre ace ști factori și însușirile termice ale unui sol
cernoziomic slab alcalin sunt prezentate în tabelele 9 și 10.
Cunoașterea acestor rela ții are o foarte mare importanță în
practica agricolă pentru crearea unor condi ții favorabile cre șterii și
dezvoltării plantelor, prin aplicarea unor tehnologii de cultur ă (arături,
discuiri, pra șile mecanizate etc.), cât mai apropiate de cerin țele optime
ale fiecărei specii în parte.

ck=λ

68Tabelul 9. Rela ția dintre gradul de umectare și proprietăț ile termofizice
ale solului

Coeficientul de
conductivitate caloric ă
(cal/cm.s.grad) Căldura specific ă
(cal/ cm2/grad) Gradul de umectare a
solului
0,00065 0,340 2,0
0,00148 0,420 7,0
0,00253 0,630 20,5
Sursa: Stoica și Cristea, 1971

Tabelul 10. Rela ția dintre porozitate și propriet ățile termofizice ale solului

Volumul
de aer
(%) Dimensiunile
particulelor de
sol (mm) Căldura specific ă
volumetric ă
(C) Coeficientul de
conductivitate
calorică (k)
50,7 0,25 0,281 0,00048
57,0 0,25-1 0,245 0,00044
60,4 1-2 0,226 0,00040
62,6 2-3 0,213 0,00039
63,9 3-4 0,210 0,00038
64,7 4-5 0,206 0,00037
Sursa: Stoica și Cristea, 1971

Deoarece porozitatea ș i structura fiecă rui tip de sol variaz ă în
limite relativ restrânse, compozi ția chimico-mineral ă este factorul
principal care caracterizeaz ă fiecare tip de sol. Umiditatea reprezint ă
unul din factorii variabili care influen țează considerabil asupra
proprietăților termice ale solului. Dac ă celelalte variabile influen țează
într-un procent foarte mic propriet ățile termice ale solului, acestea
suferă mari varia ții în func ție de gradul de umiditate al solului. Deci,
pentru un anumit tip de sol, cercet area regimului termic trebuie f ăcută
numai luând în considerare con ținutul de umiditate și proprietăț ile
hidrofizice ale acestuia (Apetroaei, 1983). În situa ția compar ării
proprietăților termice ale diferitelor categorii de sol este obligatoriu s ă
se țină seama ș i de rolul exercitat de porozitate și de structura fiec ărui
tip de sol.

694.2.1.3. Macro ș i microrelieful

Determin ă diferențieri apreciabile ale temperaturii solului. În
regiunile de câmpie temperatura la suprafa ța solului și în adâncime
este mai mare în compara ție cu zonele de dealuri sau munte. Nu numai
marile forme de relief influen țează temperatura solului, ci și
microrelieful. De exemplu, între suprafe țele plane ș i crovurile din
câmpii pot ap ărea diferen țe în regimul termic al solului. Chiar în
cadrul ară turii unui teren, prim ăvara coama ar ăturii este în medie cu
1°-1,5°C mai cald ă față de suprafa ța fără denivelări.

4.2.1.4. Covorul vegetal și stratul de z ăpadă
Au un efect considerabil asupra condi țiilor termice ale solului și mai
ales asupra fluctua țiilor de temperatur ă ale acestuia. Vara, un sol acoperit
cu o vegeta ție bine dezvoltat ă, care absoarbe o bun ă parte din energia
solară, este mai rece la suprafa ță și în primii centimetri, comparativ cu un
sol dezgolit. Iarna, vegeta ția, mai ales cea forestier ă, are un rol izolator,
diminuând cantitatea de c ăldură pierdută de sol. Deci, un sol acoperit de
vegetație este mai rece vara și mai cald
iarna. Cercet ările efectuate în
diferite platforme experimentale cultivate și necultivate au demonstrat c ă
variația zilnică a temperaturii solului la adâncimea de 10 cm este cu 2°-4°C
mai redusă pe solul cultivat. De asemenea, m ărimea varia țiilor zilnice este
în funcție și de natura înveli șului vegetal. M ăsurătorile efectuate la
Stațiunea agricol ă experimental ă Suceava în anul 1966 au eviden țiat
diferențe de până la 20°C, în zilele senine, între temperatura suprafe ței
solului de sub culturile de p ăioase (grâu de toamn ă) și prășitoare (porumb).
Ebermayer (citat de Berbecel ș i colab, 1970), înc ă din 1891 a studiat efectul
vegetației de pă dure și al ierbii asupra temperaturii solului (tabelul 11).
În condiții de sol dezgolit, p ătrunderea înghe țului este mai rapid ă
decât în solul protejat de vegeta ție (iarbă, frunze putrezite etc.) Dispari ția
înghețului se produce mai devreme la solurile protejate, deoarece
adâncimea de înghe ț este mai mic ă, comparativ cu solul dezgolit.
Stratul de z ăpadă are un rol protector asupra temperaturii solului
și în special asupra adâncimii de înghe ț, d atorită conductivit ății reduse
a acesteia. Iarna, diferen țele de temperatur ă dintre solurile acoperite și
cele neacoperite cu strat de z ăpadă sunt de aproximativ 6°C, în
favoarea primelor, m ărimea acestora fiind condi ționată de grosimea
stratului de z ăpadă.

70Tabelul 11. Temperatura solului (media pe 5 ani – München)

Temperatura solului (°C) sub diferite
specii vegetale

Anotimpul Fag
(vârsta
8 ani) Brad
(vârsta
8 ani) Iarbă Teren
dezgolit
Iarna 1,23 1,30 0,96 0,74
Primăvara 6,14 5,19 6,03 5,55
Vara 16,89 16,98 18,11 18,74
Toamna 10,31 10,31 10,20 9,80
Media (0-60 cm) 8,64 8,45 8,83 8,70

28,7 25,1 35,6 36,1 – între max. și min. la:
– suprafața solului
– adâncimea de 0-60 cm 21,12 20,20 23,58 24,9
Sursa: Ebermayer, citat de Berbecel și colab., 1970

Influența stratului de z ăpadă asupra regimului termic al solului
este considerabil ă, chiar la o grosime de 1 cm. La o grosime de 6 cm,
răcirea solului se diminueaz ă cu 4°C, iar la 19 cm varia țiile diurne
sunt foarte slabe, producerea maximelor și minimelor întârziind cu
aproximativ 24 de ore.

4.2.1.5. Caracteristicile morfologice

Proprietățile morfologice ale solurilor influen țează, de
asemenea, foarte mult temperatura și regimul termic. Între solurile
deschise la culoare ș i cele negre exist ă o diferen ță medie de 4°C
(tabelul 12).
Acest fapt a fost constatat înc ă din anul 1878 de c ătre
cercetătorii Schübler și Wollny. Aprofundând problema, Baver, în
1966 (citat de Berbecel și colab., 1970) a concluzionat c ă, în
perioadele mai calde ale anului, solurile închise la culoare sunt mai
calde și cu varia ții zilnice accentuate. În cursul nop ții, pierderile de
căldură sunt mai rapide la solurile închise la culoare, iar diferen ța de
temperatur ă dintre solurile închise ș i deschise la culoare se reduce cu
creșterea adâncimii. Influen ța culorii asupra c ăldurii solului este mai
pronunț ată pe solurile uscate, care sunt mai calde decât cele umede.

71Tabelul 12. Rela ția dintre tipul de sol, culoare și temperatur ă

Temperatura solului (°C)
Tipul de sol Culoare
naturală Suprafața
albă Suprafața
neagră
Nisip cuarț os galben-gri 7,0 6,3 10,6
Nisip cuarț os gri 6,9 6,3 10,7
Argilă galbenă 6,7 5,8 9,7
Lut 6,9 5,7 9,6
Sol negru 7,3 5,8 10,6
Sursa: Schübler și Wollny, în Berbecel și colab., 1970

4.2.2. Temperatura suprafe ței solului

Factorul principal al încălzirii suprafe ței terestre este energia
solară . Pentru în țelegerea mecanismelor de înc ălzire (ziua) și de răcire
(noaptea) a suprafe ței solului este necesar s ă se cunoasc ă bilanț ul
caloric diurn și nocturn în timpul a 24 de ore.

4.2.2.1. Bilan țul caloric diurn

Este notat cu B 1 și reprezint ă o rezultant ă a diferitelor categorii
de energie folosit ă în procesele de înc ălzire, radia ție, evaporare etc.,
conform rela ției:

B1 = S – R – E – V – T c – FI,
în care:
S – intensitatea energiei radiante ajuns ă la suprafa ța Pământului;
R – intensitatea energiei radiante reflectat ă de suprafa ța solului;
E – intensitatea energiei radiante emis ă de suprafa ța solului;
V – intensitatea energiei radiante transformat ă în căldură și
consumat ă în procesul evapor ării;
Tc – energia caloric ă cedată straturilor de aer vecine suprafe ței
terestre și care determin ă procesele de turbulen ță și convecție;
Fi – fluxul caloric îndr eptat de la suprafa ța terestră către straturile
inferioare ale Pă mântului.
Deci bilan țul caloric diurn este energia caloric ă rămasă
disponibil ă, care va fi folosită pentru înc ălzirea suprafe ței terestre în
cursul zilei (fig. 17).

72Fig.17. Componentele bilan țului caloric diurn al suprafe ței solului
Sursa: Stoica și Cristea, 1971

4.2.2.2. Bilan țul caloric nocturn

Reprezint ă totalitatea fenomenelor calorice care se produc la
suprafața Pământului în timpul nop ții, conform rela ției:
B2 = – E'+ T c + V'+ F'
I Suprafața terestră răcindu-se, fluxurile de c ăldură au noaptea o
orientare total diferită de cea din timpul zilei. În procesul de r ăcire al
suprafeței terestre determinant ă este radia ția nocturn ă (-E). În figura
18 sunt prezentate elementele bilan țului radiativ nocturn al suprafe ței
terestre, în care V' reprezintă cantitatea de c ăldură care rezult ă din
procesul de condensare; T c este fluxul de c ăldură din aer rezultat în
urma schimbului turbulent. Celelalte elemente sunt deja cunoscute din
formula bilan țului caloric diurn.

Fig. 18. Componentele bilan țului caloric nocturn al suprafe ței solului
Sursa: Stoica și Cristea, 1971 RVS
E Tc
Fi
V,Tc,E,
Fc,

73Deci, bilanț ul caloric în 24 de ore poate fi reprezentat prin
formula:
Q = B1 – B2

Dacă se înlocuiesc elementele cuprinse în relaț iile anterioare se
obține următoarea formul ă:

Q = S – R – E – V – T c – Fi + E' – T c – V'- F'
I

Din ultima rela ție rezultă cantitatea de c ăldură care va determina
evoluția temperaturii la suprafa ța solului. Bilanțul caloric total (Q)
reprezintă deci cantitatea de c ăldură disponibil ă la un moment dat la
suprafața solului și care contribuie la înc ălzirea sau r ăcirea acesteia.
Bilanțul caloric analizat mai sus oferă o imagine cuprinz ătoare
asupra oscila țiilor temperaturii suprafe ței solului. Aceast ă variație se
poate exprima prin rela ția:

Q = m · c (t-t 0)
Bilanțul caloric este direct propor țional cu:
m = masa corpului;
c = că ldura lui specific ă;
t-t
0 = variația temperaturii ( Δt).
Dacă m = 1, Q = c Δ t, iar:
Această formulă este foarte important ă deoarece cu ajutorul ei se
fac aprecieri asupra varia ției temperaturii unui corp oarecare. În cazul
solului, varia ția temperaturii va fi pozitiv ă la un bilan ț caloric pozitiv,
deci temperatura suprafe ței solului va cre ște dacă va primi mai mult ă
căldură decât cedeaz ă. De asemenea, aceasta este influen țată de
căldura specifică a solului. La o valoare mare a acesteia (în cazul
solului umed), varia ția temperaturii la suprafa ța solului se va micș ora.
Temperatura suprafe ței solului prezint ă două tipuri de varia ție:
periodice (regulate) ș i neperiodice (accidentale). Varia țiile periodice
sunt de două feluri: diurne și anuale . Cele neperiodice sunt datorate
modificării de la o zi la alta a elementelor meteorologice care
alcătuiesc aspectul vremii. Ele sunt studiate în cadrul
Agrometeorologiei. cQtΔ= Δ

744.2 2.3. Varia ția diurnă a temperaturii suprafe ței solului

În timp de 24 de ore temperatura suprafe ței solului prezint ă o
valoare minimă (diminea ța, înainte de ră săritul Soarelui) și una
maximă (la aproximativ o or ă după trecerea Soarelui la meridianului
locului de observa ție).
Diferența dintre temperatura maxim ă și cea minim ă se numeș te
amplitudine diurn ă și reprezint ă o mărime caracteristic ă, cu ajutorul
căreia se pot eviden ția particularit ățile regimului termic, în func ție de
natura și starea fizic ă a solului (tabelul 13).

Tabelul 13. Amplitudinea termic ă diurnă a diferitelor soluri comparativ cu a
aerului

Amplitudinea diurnă (°C) Tipul de sol sol aer
Granit 20.3
Turbă 21.4
Nisip 34.5 13.1

Evoluț ia diurnă a temperaturii suprafe ței solului este analoag ă cu
cea a temperaturii aerului numai în privinț a aspectului regulat al
oscilației. Valoarea amplitudinii diurne a temperaturii solului este mult
mai mare decât a temperaturii aerului (m ăsurată în adăpostul
meteorologic) și se accentuează în perioada cald ă a anului. Momentele
producerii valorilor extreme nu coinci d între ele; în cazul temperaturii
aerului minima și maxima se produc cu o oarecare întârziere datorit ă
propagării căldurii de la suprafa ța solului c ătre straturile inferioare ale
atmosferei, pân ă la nivelul termometrului din ad ăpost.
Variația diurnă a temperaturii suprafe ței solului comparativ cu
temperatura aerului este prezentat ă în figura 19.
Temperatura de la suprafa ța solului depinde de: proprietăț ile
fizico-chimice ale solului, gradul de umiditate , tasarea sau afânarea
solului, culoarea și gradul de acoperire cu vegeta ție sau zăpadă . Din
aceste considerente amplitudinea diurn ă a temperaturii de la suprafa ța
solului are diferite valori. Astfel , în cazul unui sol umed ea este mai
mică decât în cazul unui sol uscat cu aceea și structură fizică. Pentru un
sol tasat am
plitudinea va fi mai mare în compara ție cu cea a solului
afânat, datorit ă conductibilit ății calorice reduse a aerului aflat sau nu
între particulele de sol. Culoarea solului influen țează și ea valoarea

75amplitudinii diurne, care poate atinge diferen țe de 4-5șC între solurile
închise și cele deschise la cu loare, cunoscându-se c ă solul închis se
încălzește mai intens decât cel deschis, care are albedo-ul mai ridicat.

Fig. 19. Varia ția diurnă a temperaturii suprafe ței solului comparativ cu a
aerului la sta ția Bucure ști, în 8 iulie, 1956.

Suprafața solului, în lipsa stratului vegetal protector se înc ălzește
puternic vara pe timp senin și calm, atingând frecvent 60°-70°C la ora
14. Observa țiile efectuate la Peri șoru (Ianca) în Câmpia B ărăganului
în vara anului 1956 au ar ătat că, în acelea și condiții de timp și pe
același tip de sol, valoarea maxim ă în luna iulie a atins 63,4°C pe un
sol dezgolit și numai 49°C pe un sol înierbat. Aceste diferen țe sunt
determinate de existen ța covorului vegetal aflat în diferite faze de
creștere și dezvoltare, care ecraneaz ă energia radiant ă, micșorând și
atenuând varia țiile zilnice ale temperaturii suprafe ței solului, dar ș i ale
straturilor mai adânci (tabelul 14).
Iarba mic șorează amplitudinea diurn ă cu 3°-4°C, p ădurea cu
5°-6°C, iar un strat de z ăpadă cu grosimea de 4-5 cm creeaz ă o
diferență de 4°-6°C. Având în vedere toț i factorii de care depinde
temperatura de la suprafa ța solului, amplitudinea diurn ă apare ca o
mărime ce poate oscila între limite fo arte largi, de la 0°C în zonele
polare pân ă la 80°C în de șerturile tropicale.
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
04 8 12 16 20 24 orele
temperatura suprafe ței solului
temperatura aeruluit C

76Tabelul 14. Amplitudinea diurn ă a temperaturii solului la suprafa ță în funcție
de gradul de acoperire cu vegeta ție

Felul acoperirii solului Amplitudinea ( °C)
dezgolit 51,4
înierbat 36,1
cultivat cu porumb 37,9

4.2.2.4. Varia ția anuală a temperaturii suprafe ței solului

În afara varia țiilor zilnice periodice, temperatura solului prezint ă și
variații anotimpuale și anuale mult mai mari. Cauza principal ă a acestora
este intensitatea radia ției solare primite în func ție de latitudinea locului
respectiv. Din datele medii lunare rezult ă că, la latitudinile mijlocii cu
climat continental, temperatura suprafe ței solului prezint ă un maximum în
luna iulie și un minimum în luna ianuarie. C ătre latitudinile polare apare un
decalaj de aproximativ o lun ă în producerea extremelor termice, maximul
producându-se în august, iar minimul în februarie. La latitudinile tropicale
și ecuatoriale nu apar oscila țiile care caracterizeaz ă latitudinile geografice
unde anotimpurile sunt bine delimitate . Regimul anual al temperaturii este
perturbat doar de apariț ia perioadelor ploioase, în special din zonele
musonice.
Alte cauze ale varia ției anuale a temperaturii suprafe ței solului sunt:
covorul vegetal , stratul de z ăpadă și factori locali de natur ă orografic ă.
Comparativ cu evolu ția anuală a temperaturii aerului, cea a suprafe ței
solului prezint ă valori medii mult mai mari. În cazul unei vegeta ții
forestiere, temperatura straturilor superficiale ale solului, în timpul verii este mai coborâtă decât în câmp deschis (diferen ță de până la 8°C într-o p ădure
de stejar) și mai
ridicată iarna (Bacinschi, 1962).

4.2.3. Temperaturile extreme de la suprafa ța solului

Temperaturile minime absolute pe suprafa ța solului lipsit de
vegetație sunt mai mici cu 1°-3°C, decât ale aerului. În tipul nop ților
de iarnă, cu geruri puternice și în anotimpurile de tranzi ție, în cazul
advecțiilor maselor de aer rece sau a intensific ării proceselor radiative,
temperaturile de la suprafa ța solului f ără strat de z ăpadă pot atinge
valori de risc pentru culturile ce iernează sau pentru cele aflate în
primele faze de vegeta ție (înghețuri târzii de prim ăvară) sau ultimele
faze de vegeta ție (înghețuri timpurii de toamn ă) (Povară , 2000).

77Tabelul 15. Temperatura maxim ă pe suprafa ța solului (28 iulie 1992)

Stația
meteorologic ă Tipul de sol Temperatura
(°C)
Chișineu Cri ș Cernoziom puternic levigat 54
Vânju Mare l ăcoviște 65
Băilești cernoziom freatic umed 64
Râmnicu Vâlcea aluvial brun cenu șiu 53
Slatina aluvial 49
Popești podzol pseudogleizat 50
Videle brun roșcat de p ădure 57
Grivița cernoziom ciocolatiu 55
Valu lui Traian cernoziom castaniu 47
Bârlad cernoziom cambic 56
Botoșani brun iluvial luto-nisipos 58
Târgu Secuiesc cernoziomoid levigat tipic-lutos 51

În cursul verii, în condi ții de timp senin și cu insola ție puternic ă,
suprafața solului dezgolit se înc ălzește foarte mult, maximele termice
ajungând la valori foarte ridicate (50°-70°C), comparativ cu cele din aer. În
tabelul 15 sunt prezentate temperaturile maxime ale suprafe ței solului în
data de 28 iulie 1992, la câteva sta ții meteorologice, cu tipuri diferite de sol.
Valorile cele mai mari (peste 60°C) s-au înregistrat în partea sudic ă a
teritoriului României, unde temperaturile maxime ale aerului au oscilat
între 32°C și 34°C. În situa ția creșterii temperaturii aerului la valori
deosebit de mari pentru teritoriul țării noastre (37°…42°C), la suprafa ța
solului temperatura maxim ă poate atinge și depăși 70°C (ex. în anii 1993 și
2000). În afar ă de insolație și temperatura aerului, pe solul dezgolit un rol
important îl are și tipul de sol.
În afara varia țiilor periodice ale temperaturii solului la suprafa ță
se mai produc și variații neperiodice determinate de evolu ția diferită a
unor parametri meteorologici: ploaie, z ăpadă, vânt etc., monitorizate
permanent în activitatea agrometeorologic ă operativă.

4.2.4. Variația temperaturii solului în adâncime

Căldura înmagazinat ă la suprafa ța solului datorit ă radiației solare este
propagată către straturile din adâncim e prin conductibilitatea caloric ă
specifică fiecărui tip de sol. Acest proces are loc în conformitate cu legile
generale de propagare a c ăldurii într-un sol presupus omogen în adâncime.
În această privință, Ciulache, în 1985, a descris 4 legi, iar Dragomirescu ș i
Enache, în 1998, au suplimentat num ărul acestora cu legea referitoare la
întârzierea producerii maximului și minimului de temperatur ă pentru

78oscilații termice cu perioade diferite (ex. un an), care are loc în acela și
raport la adâncimi direct propor ționale cu r ădăcina pă trată a perioadei
respective. Dup ă acești ultimi autori, prima lege se referă la perioada de
oscilație a temperaturii, urm ătoarele dou ă la variația amplitudinii termice,
iar ultimele dou ă la întârzierea producerii maximelor și minimelor de
temperatur ă. Din aceste legi trebuie re ținut faptul c ă propagarea c ăldurii de
la suprafață către adâncime necesit ă o anumită perioadă de timp, astfel c ă
extremele termice se produc cu un decalaj temporal, comparativ cu cele de
la suprafa ță, a cărui valoare depinde de adâncimea la care se efectueaz ă
observația.
Amplitudinea varia țiilor zilnice ș i anuale ale temperaturii solului
scade propor țional cu adâncimea, iar momentul producerii maximei și
minimei este mult întârziat pe m ăsura creș terii adâncimii. Temperatura
solului sufer ă modific ări (oscila ții termice) pân ă la o anumit ă
adâncime, dup ă care ea se men ține constant ă (stratul de izoter mie),
unde amplitudinea varia țiilor anuale se anuleaz ă. Stratul de izotermie
mai este cunoscut și sub denumirea de strat cu temperatur ă anuală
constantă, sau strat invariabil (Dissescu și colab., 1971).
Stratul de izotermie se afl ă la adâncimi variabile pe suprafa ța
globului, dar și regional și local, în func ție de o serie de factori care
determină propagarea c ăldurii în sol. La latitudinile tropicale acesta se
găsește la aproximativ 6-8 m, în cele temperate la 20 m, iar în ținuturile
polare la 25 m. Dup ă acest strat de izotermie, temperatura solului în
straturile profunde cre ște cu adâncimea, datorit ă căldurii interne a
Pământului, conform gradientului geotermic18. Acesta are o valoare medie
de 3,3°C/100 m. Adâncimea pentru care temperatura cre ște cu 1°C
reprezintă treapta geotermic ă, a cărei valoare medie este de 33 m/grad.
Limitele de varia ție sunt între 20 și 40 m, în func ție de particularit ățile
locale. Ținând cont de aceste două constante geotermice, temperatura în
centrul planetei Terra ar fi de 3000-4000°C.

4.2.4.1. Distribuț ia pe vertical ă a temperaturii solului
În timpul unui an exist ă două tipuri de propagare a c ăldurii în
sol: tipul de insolaț ie și tipul de radia ție.
Tipul de insolaț ie se caracterizeaz ă printr-o descre ștere treptat ă a
temperaturii până la stratul de izotermie. Este specific ț inuturilor
tropicale, unde se observ ă în tot cursul anului. În zonele temperate și
reci apare numai în anotimpul de var ă, în zilele senine cu insola ție
puternică. Factorii locali (vegeta ția, precipita țiile etc.) pot perturba
acest tip de distribu ție a temperaturii în sol.

18 Valoarea cu care temperatura cre ște la fiecare sut ă de metri.

79Tipul de radia ție aparține latitudinilor înalte și perioadei de iarnă de
la latitudinile mijlocii și se caracterizeaz ă prin creșterea temperaturii de la
suprafață către interiorul solului. În anotimpurile de tranzi ție, primăvara, un
strat rece este situat între dou ă straturi mai calde, iar toamna, un strat cald
este amplasat între dou ă straturi mai reci.

Fig. 20. Reprezentarea variaț iei temperaturii lunare a solului în adâncime prin
metoda curbelor tautocrone

Pentru reprezentarea grafic ă a varia ției diurne și anuale a
temperaturii solului cu adâncimea se folosesc două metode: curbele
tautocrone (variația temperaturii cu adâncimea, la diferite momente)
în care sunt eviden țiate parțial legile de propagare a c ăldurii în sol
(Ciulache, 2002) și izopleta, care în cazul acesta poart ă numele de
geotermoizoplet ă sau geoizoterm ă (variația temperaturii concomitent
în timp și adâncime). Prima metod ă reprezint ă variația temperaturii cu
adâncimea la diferite momente din cu rsul unei zile sau pentru diferite
intervale de timp, în valori medii zilnice orare sau lunare. Pe ordonat ă
este trecută adâncimea, iar pe abscis ă temperatura. În acest fel se
obține un num ăr de curbe corespunz ător momentelor sau intervalelor
luate în considerare. A doua metod ă foloseș te aceleași tipuri de valori,
numai că pe abscis ă este trecut timpul (ora sau luna). Pe re țeaua de
coordonate astfel obț inută se înscriu temperaturile respective, dup ă
care se unesc cele cu aceea și valoare (izolinii).
Temperatura în C
10 20 24 28 32 36 40 44 48
13h 01h 07h 19h0
10
20
30
4050
60 Adâncimea în cm

80În figurile 20 și 21 este reprezentat ă prin aceste dou ă metode
variația temperaturii solului la diferite adâncimi la sta țiile
meteorologice Fundulea și București Filaret.

Fig. 21. Reprezentarea temperaturii solului în adâncime prin metoda
geotermoizopletei

4.2.5. Înghețul solului

Înghețul solului este un fenomen fizic complex, care depinde de
mai mul ți factori ce acționează individual sau în ansamblu:
temperatura aerului, umiditate a solului, stratul vegetal și de zăpadă,
natura și relieful solului, modul de expunere a pantelor, profilul
termic al solului anterior perioadei de înghe ț etc.
Adâncimea pân ă la care solul înghea ță depinde de urm ătorii
factori: durata și intensitatea gerurilor din iarn ă, gradul de umiditate
al solului, prezenț a și tipul de vegeta ție, grosimea stratului de z ăpadă .
Regimul de înghe ț al solului este strâns legat și de
particularit ățile locale ale reliefului și de microclimat, care determin ă
o variație considerabil ă în limitele unor spa ții restrânse.
În regiunile cu ierni lungi și geroase, solul îngheață până la
adâncimi de 1-1,5 m, iar în cele cu climat blând, înghe țul este
superficial sau inexistent.
Solurile umede îngheață mai puțin decât cele uscate, deoarece
căldura latentă provenit ă prin înghe țarea apei întârzie propagarea
înghețului în adâncime.
0
10
20
30
40
50
20504030201012I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII
1
2
3
4
5 1015 20 1510543 344321
00cm 11510152025303540 40353025201510 521

81În solurile nisipoase adâncimea de îngheț este mai mare decât în
cele argiloase, care au o conductivitate caloric ă mai bună.
Mlaștinile și solurile ml ăștinoase îngheață cel mai pu țin.
În cazul solurilor din p ădure adâncimea de înghe ț este mult mai
mică decât în câmp deschis, din cauza rolului protector al vegeta ției și
stabilității stratului de z ăpadă din timpul iernii. Cu cât grosimea
stratului de z ăpadă este mai mare cu atât mai pu țin pătrunde înghe țul
în sol.
Cunoașterea fenomenului de înghe ț al solului este foarte
important ă, deoarece influen țează starea fizic ă a solului, starea de
vegetație a plantelor prin gradul lor de asigurare cu ap ă. Prin
dezghețarea superficial ă a solului la începutul prim ăverii și menținerea
în straturile mai profunde a înghe țului, plantele nu se pot aproviziona
cu apă prin sistemul radicular, ap ărând astfel fenomenul de secetă
fiziologică, foarte d ăunătoare la începutul vegeta ți ei. De asemenea,
prin înghe țuri și dezghe țuri repetate ale solului, plantele pot fi
dezrădăcinate, fenomenul purtând denumirea de „ descă lțarea
culturilor" , foarte periculos, deoarece provoac ă moartea plantelor.
La latitudinile polare solul r ămâne înghe țat în tot timpul anului,
vara stratul dezghe țat fiind doar superficial. În aceste ținuturi înghe țul
solului este ve șnic. Fenomenul este cunoscut sub denumirea de
permafrost . Este specific în nordul Canadei, Alaska, Antarctica,
insulele Oceanului Înghe țat de Nord, Siberia și Extremul Orient.
În România adâncimea maxim ă de înghe ț a solului în regiunile
agricole nu dep ășește 90 cm (tabelul 16).

Tabelul 16. Adâncimea maxim ă de îngheț în zone preponderent agricole din
România

Stația
meteorologic ă Adâncimea de
îngheț (cm) Stația
meteorologic ă Adâncimea de
îngheț (cm)
Oradea 70 Odobe ști 80
Săcuieni 70 Roman 90
Timișoara 60 Iași 80
Băilești 70 Bârlad 85
Drăgășani 75 F ălticeni 90
Pitești 60 Câmpia Turzii 85
Roșiori de Vede 70 Cluj 80
Grivița 70 Bistri ța 80
Valu lui Traian 65 Fă găraș 80

82
4.3.Temperatura apei

Peste 70% din suprafa ța Pământului (mai mult de 360 milioane
de km2) aparține întinderilor mari de ape (oceane, m ări, lacuri).
Deoarece radia ția solară este transformat ă în energie caloric ă și, la
nivelul acestei suprafe țe active, ea are un rol foarte important în
procesele calorice care se produc în atmosfer ă, dar și la nivelul
terestru.
Suprafața apei, ca ș i a uscatului, are toate proprietăț ile unei
suprafețe active, adic ă transform ă energia radiant ă solară în energie
calorică, transmite această căldură către straturile adânci, reflect ă o
parte din radia țiile solare în atmosferă și încălzește aerul din imediata
apropiere a întinderilor acvatice

4.3.1. Regimul termic al marilor suprafe țe de apă

Apa prezint ă un regim termic total diferit de cel al solului
datorită proprietăților ei termice caracteristice:
• căldura specific ă de două-trei ori mai mare decât a solului ;
• gradul mare de transparen ță;
• mobilitatea mare ;
• turbulența.
Propagarea c ăldurii î
n apă. În funcție de propriet ățile fizice ale
apei, propagarea c ăldurii se face în mod diferit de cea din sol.
Oscilațiile termice la suprafa ța apei sunt mult reduse, deoarece
încălzirea și răcirea apei se produc mai lent datorit ă căldurii specifice
mari a apei, la care intervine și procesul de evaporare prin care se
consumă căldură.
Transparen ța apei permite radia țiilor solare cu lungimi de und ă
cuprinse între 0,2-0,6 λ să pătrundă până la aproximativ 100 m,
determinând înc ălzirea straturilor respective. În adâncime p ătrund
radiațiile cu lungimi de und ă scurte (albastre, albastre-verzi), care au
putere caloric ă foarte redusă .
Mobilitatea mare a apei prin mi șcările turbulente provoac ă
amestecul straturilor de apă și transmiterea c ătre adâncime a că ldurii
înmagazinat ă la suprafa ță prin inter mediul valurilor, curenț ilor
lacustri, marini și oceanici. Astfel se realizeaz ă omogenizarea
temperaturii și oscilațiile slabe pe verticală . Procesul de propagare a
căldurii în adâncime este facilitat și de concentrarea prin evaporare a

83apelor sărate la suprafa ță, care fiind mai dense transport ă în același
timp și căldura spre straturile inferioare.
Curenții și starea de turbulen ță de la suprafa ța întinderilor de
apă sunt factorii determinan ți în propagarea c ăldurii în direc ție
verticală. Căldura transmis ă prin turbulen ță este mai mare cu 1000
până la 10 000 de ori decât c ăldura transmis ă prin conductivitate.
În apele să rate, prin evaporare, concentra ția substan țelor
dizolvate cre ște, determinând în acela și timp și creșterea densit ății
straturilor superficiale. Ziua se produc curen ți de la suprafa ță către
adâncime, care transportă apele mai calde c ătre straturile mai adânci.
Noaptea fenomenul este invers: prin r ăcire straturile superficiale devin
mai grele și coboară, deoarece scade temperatura din adâncime. Acest
mod de propagare a c ăldurii pe verticală se numeș te proces convectiv
sau de transport .
Convecția termic ă din tim pul toamnei este activ ă până în
momentul în care toate straturile ating aceea și temperatur ă. Din acest
moment, stratul superior al apei continu ă să se răcească până la
punctul de înghe ț. Din acest motiv r ăcirea și înghețarea apei este mult
întârziată de convec ția termică. Temperatura de maxim ă densitate și
de îngheț a apei m ărilor și oceanelor este în func ție de gradul de
salinitate al apei (tabelul 17). Se observ ă că temperatura de îngheț a
apei sărate este sub 0°C și devine cu atât mai sc ăzută cu cât salinitatea
crește. Același fenomen se întâmpl ă și în cazul temperaturii densit ății
maxime. La o salinitate de 25%, temperatura densit ății maxime și de
îngheț sunt egale . Sub acest prag de salinitate temperatura densit ății
maxime este mai ridicat ă decât cea de înghe ț, iar apa de mare se
comportă ca ș i cea dulce, pân ă în momentul atingerii temperaturii
densității maxi me. Dup ă atingerea acestei temperaturi convec ția
încetează, apa se r ăcește progresiv și apare ghea ța la suprafa ță. La o
salinitate peste 25%, r ăcirea stratului superior pân ă la atingerea
punctului de înghe ț determin ă creș terea densit ății apei și întreținerea
unei convec ții până în momentul înghe țării, proces care poartă numele
de convecție termohalin ă. Datorită ei, apa de mare cu o salinitate mai
mare de 25% înghea ță mai încet. Temperatura medie de înghe ț a apei
de mare este de -2°C, la o salinitate medie de 35%.

84Tabelul 17. Varia ția temperaturii de maxim ă densitate și a celei de înghe ț în
raport cu gradul de salinitate

Salinitatea
(%) Temperatura maximei
densități (°C) Temperatura de înghe ț
(°C)
0 4,0 0,0
10 1,9 -0,5
20 -0,3 -1,1
25 -1,3 -1,3
30 -2,5 -1,6
35 -3,5 -1,9

În apele dulci , propagarea c ăldurii pe aceast ă cale nu se poate
realiza în timpul zilei, deoarece straturile mai calde r ămân la
suprafață. Transportul apei mai calde de la suprafa ță către adâncime se
produce numai în situa ția în care temperatura apei scade sub 4°C
(când densitatea este maxim ă).
Amestecul turbulent (de origine termic ă sau dinamic ă) este
factorul cel mai important pentru propagarea c ăldurii între straturile
de apă , deoarece valoarea neînsemnat ă a conductivit ății calorice a
apei poate contribui într-o m ăsură foarte redus ă la transmiterea
căldurii în adâncime. Din aceste considerente, stratul activ cu varia ții
importante de temperatur ă atât diurne, cât și anuale, are o grosime
mult mai mare decât în cazul uscatului. Transportul de c ăldură prin
turbulență poate fi exprimat prin rela ții asemănătoare celor folosite în
cazul propag ării căldurii în sol. În cazul apei, cantitatea oarecare de
căldură (Q) care se nume ște flux caloric și trece prin unitatea de
suprafață (cm2) în unitatea de timp (s) se exprim ă prin relația:
în care: A – coeficientul de schimb caloric;
c – căldura specific ă a apei;
dT/dz – gradientul termic vertical.
Produsul Ac poartă denumirea de coeficient de conductivitate
termică prin turbulen ță și depășește ca valoare de câteva mii de ori
coeficientul de conductivitate caloric ă molecular ă al apei, care
oscilează în jurul valorii de 0,00125 cal/cm s.grd. S-a dovedit în mod dzdTAc Q− =

85practic că, în cazul propag ării căldurii în ap ă, amplitudinea oscila țiilor
termice dispare la o adâncime de 16 ori mai mare decât în cazul
solului, adic ă la aproximativ 300 m, pentru oscila țiile cu perioad ă
anuală (Stoica, Cristea, 1971).

4.3.2. Variațiile temperaturii apei
Datorită căldurii specifice mari, varia țiile de temperatur ă ale
apei se produc mai lent, comparativ cu solul ș i sunt invers
proporționale cu valoarea c ăldurii specifice a mediului respectiv.
Evoluț ia diurnă a temperaturii suprafe ței apei este caracterizat ă
printr-o oscila ție simplă, valoarea minim ă se produce la 2-3 ore dup ă
răsăritul Soarelui, iar cea maxim ă între orele 15-16. Amplitudinea
acestor oscila ții scade o dat ă cu depă rtarea de uscat. Astfel, pe lacuri și
mări închise, situate la latitudinile temperate, amplitudinea oscila țiilor
diurne este de 3°-6°C. În largul oceanelor, valoarea amplitudinii depinde și de latitudinea geografic ă, în sensul c ă se observ ă o
descreștere a amplitudinii o dat ă cu creșterea latitudinii (tabelul 18).

Tabelul 18. Varia ția latitudinal ă a amplitudinii termice diurne

Latitudinea geografic ă Amplitudinea termic ă (șC)
Tropicală 0,5
Subtropical ă și temperat ă 0,3-0,4
Subpolară și polară 0,1
De la suprafa ța apei, varia țiile diurne ale temperaturii se propag ă
până la aproximativ 20 de metri adâncime, unde nu mai sunt observabile.
Variația anual ă a temperaturii suprafe țelor mari de ape
prezintă, la fel ca și cea diurn ă, o oscila ție simplă, cu o valoare
maximă și una minim ă. În emisfera nordic ă, la latitudinile temperate și
polare, valoarea maxim ă a temperaturii se observ ă în lunile august-
septembrie, iar cea minim ă în februarie-martie. În emisfera sudic ă
situația este invers ă: valoarea maxim ă se înregistreaz ă în lunile
februarie-martie, iar cea minim ă în august-septembrie.
Amplitudinea oscila țiilor anuale depinde în principal de clima
regiunii geografice ș i, în al doilea rând, de dep ărtarea de continent.
La suprafa ța oceanelor, amplitudinea anual ă a temperaturii este
de 2°-4°C la latitudinile tropicale ș i crește până la 6°-8°C la cele
temperate, după care scade din nou spre poli (tabelul 19).

86
Tabelul 19. Varia ția latitudinal ă a amplitudinii termice anuale

Latitudinea (°) 0 20 40 50 70 80
Amplitudinea (°C) 2,3 3,6 7,5 4,7 3,0 2,0

În mările închise, înconjurate de mari suprafe țe continentale,
amplitudinea anual ă a temperaturii la suprafa ța lor este mult mai mare.
De exemplu, Marea Baltică prezintă o amplitudine anual ă de 17°C în
partea sudic ă și 12°C în cea nordică ; în Marea Neagr ă această valoare
oscilează între 24° și 26°C.
În apele dulci, în timpul iernii, straturile inferioare au o
temperatur ă de 4°C. Amplitudinea anual ă a variațiilor de temperatur ă
la suprafa ța lacurilor sau m ărilor închise are limite mai largi de
variație (16°-20°C).
Momentul producerii valorilor extreme este decalat pe m ăsura
creșterii adâncimii: la 60 m, întârzierea este de aproximativ o lună .
Distribuț ia anuală a temperaturii la suprafa ța oceanelor ș i în adâncime
este influen țată și de curen ții marini. De asemenea, curenț ii marini și
oceanici influen țează și evoluția anuală a temperaturii la suprafa ța
mărilor și oceanelor, ca și în adâncime.

4.3.3
. Temperatura marilor suprafe țe de apă în diferite zone
geografice

Temperatura de la suprafa ța oceanelor descre ște o dată cu creșterea
latitudinii, de la 26°C la tropice pân ă la 0°C în bazinul arctic. Temperatura
medie anual ă a apei la suprafa ța oceanelor este considerat ă egală cu 17,4°C.
Cele mai ridicate valori s-au înregi strat în zona Insulelor Solomon din
Oceanul Pacific (32°C) și în Golful Persic (35,6°C), iar cele mai sc ăzute
(-2°…-3°C) în Oceanul Arctic (Pop, 1988).
În adâncime, temperatura înregistreaz ă o scădere până la 600 m,
în ambele emisfere ale P ământului. La adâncimi peste 2 km,
temperatura apei este aceea și (2°C) la toate latitudinile.
Pentru apele dulci (lacuri, râuri), temperatura scade de la suprafa ță
către adâncime, pân ă atinge valoarea de 4°C. Pe apele curg ătoare mersul
diurn al temperaturii este mascat din cauza turbulen ței dinamice. O dată cu
scăderea temperaturii aerului toamna, la suprafa ța acestor ape temperatura
rămâne mai ridicată decât cea a aerului. Totodat ă se produce omogenizarea
termică până la atingerea temperaturii de 4°C, dup ă care temperatura apei

87crește de la suprafa ță către adâncime. Men ținerea temperaturii aerului la
valori negative (-3°…-4°C) o perioad ă îndelungat ă, determin ă coborârea
temperaturii suprafe ței apei la 0°C, dup ă care se produce înghe țul.
Fenomenul de înghe ț în apele curg ătoare mai depinde și de panta de
scurgere, viteza curentului, particularit ățile morfologice ale malurilor,
nivelul, debitul, direc ția și viteza vântului fa ță de albia râului etc. De
exemplu, Dun ărea înghea ță când temperatura aerului ajunge la valoarea de
10°C, cu condi ția ca aceasta s ă dureze aproximativ 7-8 zile consecutiv.

4.4. Circuitul caloric în sol și în apă

În sol ș i în apă se produce un circuit caloric diurn și anual.

4.4.1. Circuitul caloric diurn

Circuitul c ăldurii în 24 de ore sau zilnic reprezint ă cantitatea de
căldură care se propag ă ziua în interiorul celor dou ă suprafețe active
(sol și apă) printr-un centimetru p ătrat și cantitatea de c ăldură cedată
în tim
pul nopții de cele două medii naturale.

4.4.2. Circuitul caloric anual

Este dat de cantitatea de c ăldură acumulat ă în timpul perioadei
calde și de cea cedat ă atmosferei în anotimpul rece. Vara, marea
absoarbe cea mai mare cantitate de c ăldură primită la suprafa ță, iar
iarna cedează atmosferei o mare cantitate de c ăldură.
Măsurătorile efectuate au demonstrat c ă în apă, circulația
căldurii este mult mai accentuată decât în sol. Cea mai mare parte a
cantității de căldură provenită din radia ția solară este redat ă atmosferei
de către suprafa ța solului, a ză pezii și a gheții. În straturile din
adâncime ale celor două medii pătrunde o parte nesemnificativă din
cantitatea de c ăldură inițială
Deoarece procesul de propagare pe vertical ă a căldurii în m ediul
acvatic este mult mai intens, aproape întreaga cantitate de c ăldură
provenită din transformarea radia ției solare este transmisă straturilor
mai adânci. În timpul r ăcirii prin radia ție a suprafe ței apei, aproape
întreaga cantitate de c ăldură cedată este înlocuită prin căldura
provenită din straturile inferioare. În acest mod se apreciaz ă că
circulația anuală a că ldurii în ap ă este de 20-25 ori mai intens ă decât
în sol.

88Dacă se consider ă cantitatea de c ăldură primită sub form ă de
radiație solară de către suprafaț a solului egal ă cu 100%, în cazul unui
nisip, 43% din această cantitate este cedat ă pentru înc ălzirea aerului,
iar 57% p ătrunde în adâncime. Din aceea și cantitate de 100%, apa
oceanelor cedeaz ă atmosferei doar 0,4%, restul de 99,6% sunt
transmise prin turbulen ță și convecție în straturile mai adânci.
Pentru lacurile cu suprafa ță mare, cantitatea de c ăldură care intră
în acest circuit în timpul a 24 de ore este evaluat ă la 4500 kcal/m2, iar
în cazul Mă rii Negre, în circuitul anual intr ă aproximativ 480 000
kcal/m2. Marea Baltic ă cedează atmosferei din august până în
noiembrie 137 000 kcal/m2, iar în anotimpul rece înc ă 385 000 kcal/m2
(Pop, 1988).
În concluzie, vara marea absoar be cea mai mare cantitate de
căldură primită la suprafa ță, iar iarna cedeaz ă atmosferei o mare
cantitate de c ăldură. Acest fapt constituie principala deosebire dintre
climatul marin și cel continental, vizibil la toate latitudinile
geografice.

895. TEMPERATURA AERULUI

5.1. Încălzirea ș i răcirea aerului

Sursa principal ă de încălzire a aerului o constituie suprafa ța
terestră (uscat și apă) unde o parte din radia ția solară este reflectată ,
iar alta absorbit ă, transformat ă în radia ție caloric ă și transmis ă
ascendent aerului ș i descendent solului. Aerul se înc ălzește totdeauna
de jos în sus, deoarece radia ția solară ce trece prin atmosfer ă
contribuie foarte pu țin la încălzirea aerului troposferic.

5.1.1. Modalităț ile de transmitere a c ăldurii în aer
Transmiterea c ăldurii de la suprafa ța activă subiacentă în
atmosferă și în interiorul atmosferei de la un strat la altul (fig. 22) se
realizează prin:
• conductivitate termic ă molecular ă;
• radiație;
• convecție;
• turbulență atmosferic ă;
• advecție;
• comprimare adiabatică ;
• transformă rile de faz ă ale
apei.

Fig. 22. Modalit ăți de transmitere a că ldurii în aer Radiația
solară
Căldură
latentă
CONDUCTIBILITATEA
CCELULĂ DE
CONVEC ȚIERADIAȚIE

905.1.1.1. Conductivitatea termic ă molecular ă

Prin aceast ă modalitate se transmite o cantitate mic ă de căldură
de la o molecul ă la alta, de la suprafa ța terestră la aerul cu care aceasta
intră în contact, deoarece aerul are un coeficient de conductivitate
termică foarte mic, 0,00005 cal/cm²/s/grad. Prin acest proces se
încălzește numai un strat de 4 cm grosime.

5.1.1.2. Radiaț ia termică
Aceasta este emis ă de suprafa ța terestră și contribuie la
încălzirea aerului mult mai mult decât conductivitatea termic ă
molecular ă. Fluxul radiativ de und ă lungă emis neîntrerupt de
suprafața terestră este absorbit selectiv de bioxidul de carbon, vaporii
de apă și aerosolii din atmosfer ă, care se înc ălzește și emite radia ții în
toate direc țiile. Primul se înc ălzește stratul de aer din vecin ătatea
solului, de la care se transmite prin radia ție căldura la straturile
superioare, proces ce are loc atât ziua, cât și noaptea.

5.1.1.3. Convecț ia

Este procesu
l de transmitere a c ăldurii pe verticală prin
intermediul curen ților de aer. Ea poate fi termică și dinamic ă.
Convecția termică apare când aerul în contact cu solul înc ălzit,
devine mai cald, mai pu țin dens, își mărește volumul, devine mai uș or
și capătă o mișcare ascendentă , transportând c ăldura prin
conductivitate și radiație spre în ălțimi. Volumul de aer cald ridicat
spre straturile superioare ale troposferei se nume ște termal (fig. 23).
Pe măsură ce se ridic ă, aerul se r ăcește și, în momentul în care
temperatura sa devine egal ă cu cea a mediului atmosferic, ascenden ța
încetează. Prin compensa ție, aerul rece de la în ălțime intră într-o
mișcare descendent ă, ajunge la suprafa ța terestră unde se înc ălzește și
reintră în mișcare ascendent ă, formând celulele de convec ție. Acești
curenți de aer verticali ascendenț i și descenden ți se numesc curenți de
convecție, care contribuie la transferul c ăldurii în atmosfer ă, uneori
până la limita superioar ă a troposferei. Ei sunt frecven ți deasupra
uscatului în timpul verii, la orele amiezei. Curen ții convectivi depind
de natura suprafe ței active, iar înc ălzirea aerului, care constituie cauza
formării convec ției termice, depinde de însu șirile suprafe ței active
(culoare, capacitate caloric ă, termoconductibilitate, relief etc.).

91
Fig. 23. Formarea unui termal prin convec ția termică

Convecția dinamic ă este mișcarea ascendent ă forțată a maselor
de aer aflate în deplasare prin intermediul vântului peste un obstacol
apărut în calea lor. Poate fi convec ție dinamic ă orografic ă (pe
versanții unui munte) și frontală (aerul mai cald alunec ă ascendent
de-a lungul unei suprafe țe frontale peste o mas ă de aer rece.

5.1.1.4. Turbulen ța

Reprezint ă amestecul unor mase de aer cu caracteristici termice
diferite, prin intermediul unor mi șcări dezordonate de aer sub form ă
de vârtejuri. Ea dă naștere la un schimb caloric vertical și poate fi de
natură termică sau dinamic ă.
Turbulența termică este determinat ă de încălzirea neuniform ă a
unor porțiuni din suprafa ța terestră (microforme de relief, tipuri de
rocă și de sol etc.) orientate diferit fa ță de razele solare. Este frecvent ă
vara în orele amiezii, pe timp senin și calm.
Turbulența dinamic ă este provocat ă de frecarea aerului în
mișcare de obstacolele de pe suprafa ța terestră (neregularit ățile
solului, vegeta ție ierboas ă, păduri, clădiri, forme de relief destul de
înalte etc.). O dată cu apari ția vântului se intensific ă turbulen ța
dinamică, aceasta fiind dominant ă în anotimpul de iarn ă.

5.1.1.5. Advec ția

Reprezint ă mișcarea orizontal ă a aerul
ui. Prin advec ție o masă
de aer cald, care se deplaseaz ă orizontal c ătre o mas ă de aer rece,
transportă o anumit ă cantitate de c ăldură, ce contribuie la înc ălzirea
aerului rece întâlnit în cale. AER RECETERMAL
Aer
caldAer
caldAer
cald
Aer
cald
Ora: 14.00 Suprafață 14.15 supra încălzită 14.30

925.1.1.6. Comprimarea adiabatic ă

Se produce în timpul mi șcărilor descendente ale aerului, acesta
comprimându-se și încălzindu-se cu aproximativ 0,6°…1°C/100m. Un
exemplu tipic este înc ălzirea aerului în cazul vântului cald descendent
numit foehn, observat prima dată pe pantele Mun ților Alpi. La noi în
țară sunt frecvente vânturi de tip foehn în Carpa ții de Curbur ă,
versantul nordic al Mun ților Făgăraș (Vântul Mare) și pe versanț ii
estici ai Mun ților Apuseni.

5.1.1.7. Transform ările de faz ă ale apei

Contribuie la schimbul caloric între sol ș i aer și, deci, la
încălzirea aerului. Pentru tran sformarea unui gram de ap ă în vapori se
consumă cca 600 calorii, c ăldură ce se acumuleaz ă în vaporii de ap ă
respectivi. Ace ști vapori ajun și în atmosfer ă prin mișcări convective ș i
turbulente se condensează sau se transform ă în cristale mici de ghea ță
și o dată cu acest proces, c ăldura înmagazinată este cedat ă aerului.

5.1.2
. Răcirea aerului
Se produce prin:
• radiație;
• destindere adiabatic ă;
• advecție;
• evaporare.
Răcirea prin radiație se produce în nop țile senine ș i calme, când
cedarea c ăldurii determin ă scă derea temperaturii aerului și când
suprafața terestră se răcește prin emisie radiativ ă, răcind și aerul cu
care vine în contact.
Prin destindere adiabatic ă (proces termodinamic) aerul se
răcește când se afl ă într-o mi șcare ascendent ă. El își mărește volumul,
se destinde adiabatic, r ăcindu-se.
Răcirea prin advecț ie se face prin deplasarea orizontal ă a aerului
cald peste cel rece, r ăcirea având loc de jos în sus. Este o situa ție
tipică de vară, când aerul mai c
ald de pe continent se deplasează peste
suprafața mai rece a oceanului.
Răcirea aerului se produce și prin evaporarea pic ăturilor mici de
apă din atmosfer ă, deoarece totdeauna evaporarea se produce prin
consum de c ăldură.

935.2. Variațiile temperaturii aerului

Temperatura aerului nu este o m ărime constant ă, ea variaz ă
temporal și spațial, ca urmare a schimb ărilor în intensitatea fluxului
radiativ solar pe suprafa ța terestră.

5.2.1. Variațiile temporale
Sunt periodice (diurne ș i anuale) și neperiodice .

5.2.1.1.Varia țiile zilnice ale temperaturii aerului

În cazul varia țiilor diurne (în 24 ore) temperatura aerului
prezintă o oscilație simplă cu o maxim ă și o minim ă. Maxima termic ă
se produce dup ă trecerea Soarelui la meridianul locului, între orele
14-15, cu aproximativ 1-2 ore mai târziu decât cea de la suprafa ța
solului. Dup ă acest moment, temperatura scade repede c ătre asfințitul
Soarelui, apoi lent în timpul nop ții, până spre diminea ță, când, înainte
de răsăritul Soarelui, atinge valoarea minim ă. Între cele dou ă
momente, evolu ția temperaturii aerului poate fi neregulat ă în funcție
de aspectul vremii.
Foarte important ă în variația diurnă a t
emperaturii aerului este
amplitudinea termic ă diurnă (diferența dintre valoarea maxim ă și cea
minimă diurnă), care depinde de urm ătorii factori: latitudinea
geografic ă, anotimpuri, altitudine, forma reliefului, natura suprafe ței
subiacente, nebulozitate, vânt.
Latitudinea geografic ă influen țează valoarea amplitudinii
termice diurne, în sensul sc ăderii acesteia din regiunile intertropicale
(12°C) spre cele polare (1°C). La latitudini temperate valoarea este de
8°…9°C.
Anotimpurile . La latitudini mijlocii, amplitudinea termic ă diurnă
este mai mare vara (insola ție puternic ă) și mai mic ă iarna. La poli, în
timpul iernii (nopț i polare) oscila țiile termice dispar.
Altitudinea determin ă scăderea amplitudinii termice o dat ă cu
creșterea înălțimii (cu dep ărtarea de suprafa ța terestră , sursa principală
de încălzire a aerului). La altitudini din ce în ce mai mari, momentele
producerii maximului și minimului diurn întârzie, datorit ă inerției
transmiterii c ăldurii terestre în aer.
Configura ți
a reliefului face ca amplitudinea termică diurnă să
fie mai mare pe formele de relief negative și mai mic ă pe cele

94pozitive. Pe formele concave, în depresiuni ș i văi, cu o dinamică a
aerului redus ă, valorile amplitudinii diurne sunt mari datorit ă încălzirii
puternice ziua și răcirii prin radia ție nocturn ă și acumularea aerului
rece de pe versanț i. Pe formele convexe (culmi deluroase și
muntoase), suprafa ța de contact a aerului cu cea terestr ă fiind mai
mică, influența acesteia diminuat ă, iar dinamica aerului și amestecul
turbulent mai mari, determin ă amplitudini mai reduse (fig. 24).

Fig. 24. Varia ția temperaturii zilnice a aerului determinat ă de
configura ția reliefului. 1. Vf. Vlă deasa, 2. Depresiunea Beiu ș (Munții
Apuseni), în 16.05.1973. Sursa: M ăhăra, 2001

Natura suprafe ței terestre , apă, uscat, vegeta ție determin ă
diferențieri ale amplitudinilor termice diurne. Pe suprafa ța oceanelor
acestea sunt cele mai mici (1°-1,5°C), iar pe uscat, în interiorul
continentelor, mai mari (15°-26°C). Prezen ța vegeta ției și felul
acesteia diminueaz ă valorile amplitudinii diurne a aerului.
Nebulozitatea accentuat ă reduce valorile amplitudinii termice
diurne, iar pe cer senin acestea cresc.
Vântul, prin amestecul turbulent și omogenizarea temperaturii pe
grosimi mari ale stratului de aer, reduce valoarea amplitudinii diurne.
Valorile temperaturilor diurne extreme permit o caracterizare a
zilelor și a nopț ilor, folosit ă frecvent în climatologie, conform
normelor O.M.M. (tabelul 20). 36
32
28
24
20
16
04812
048 1 2 1 6 2 0 2 4 o r eC
2
1

95Tabelul 20. Specificul zilelor și nopților în func ție de valorile temperaturilor
extreme

Caracterizarea zilelor și nopților Valorile temperaturilor
extreme
Zi tropicală T.max. ≥ 30°C
Zi de vară T.max. ≥ 25°C
Zi de înghe ț T. min. ≤ 0°C
Zi de iarnă T. max. ≤ 0°C
Noapte tropical ă T. min. ≥ 20°C
Noapte geroas ă T. min. ≤ -10°C

5.2.1.2.Varia țiile anuale

Aceste variaț ii ale temperaturii aerului (regimul anual) sunt
condiționate de varia țiile anuale ale intensit ății radiației solare și ale
radiației terestre , în func ție de latitudinea locului și de natura și
structura suprafe ței active . Se înregistreaz ă o valoare maxim ă vara
(iulie) și una minim ă iarna (ianuarie) pe uscat, la latitudini mijlocii, în
emisfera nordic ă. În cea sudic ă, situația se inverseaz ă. Deasupra
bazinelor acvatice ș i la înă lțimi de peste 1600 m decalajul este de cca
1 lună , maxima se produce în august și minima în februarie, în
emisfera nordic ă.
Diferența dintre valorile medii ale temperaturii lunii celei mai
calde și a celei mai reci dau amplitudinea medie anual ă, iar diferen ța
dintre valorile absolute, amplitudinea anual ă absolută.
Pe mări și pe oceane, ca și în zonele litorale, varia țiile termice
anuale sunt mici, iar în interiorul c ontinentelor sunt foarte mari. De ex.
la Verhoiansk (Siberia) se înregistrează de la – 48° C în lunile de ia rnă,
la 15°C, vara, în timp ce pe litoralul atlantic al Norvegiei, de la -2 °C,
iarna, la aproximativ 10 °C, vara (fig. 25).
Configura ția reliefului este foarte important ă în evoluț ia anuală
a temperaturii aerului. În vă i și depresiuni sunt frecvente amplitudini
foarte mari, datorit ă cantonării aerului rece și producerii inversiunilor
termice, iar pe culmi valoarea amplitudinilor termice scade. În România, întotdeauna cele mai sc ăzute valori ale temperaturii aerului
se înregistreaz ă în depresiunile intramontane din estul Transilvaniei
(Bogdan, Niculescu, 1999), minima absolut ă (-38,5°C) fiind la Bod în
ianuarie 1942, valoare nedep ășită până în prezent. Recent, cea mai
scăzută temperatur ă (-28°C) s-a înregistrat la Joseni.

96
Fig 25. Regimul termic anual al aerului sub influen ța uscatului
(1. Verhoiansk) și a mării (2. Bodö)
Sursa: Estienne, Godard, cita ți de Măhăra, 2001

În funcție de mărimea amplitudinilor anuale și de intervalul
valorilor extreme se disting patru ti puri de regim anual al temperaturii
aerului:
1) tipul ecuatorial cu amplitudine termic ă anuală mică
(deasupra oceanelor 1 °C și deasupra continentelor între 5 °C și 10°C);
2) tipul tropical cu o maxim ă după solstiț iul de var ă și o
minimă după cel de iarn ă al emisferei respective. Pe oceane sunt
valori de cca 5 °C, iar pe continente între 10°-20 °C;
3) tipul temperat (40°-60 ° latitudine N, S) prezint ă o maxim ă
după solstiț iul de var ă și o minim ă după cel de iarn ă. Pe uscat maxima
este în iulie, iar pe ocean în august; minima în ianuarie pe uscat și în
februarie pe ocean. Valoarea amplitudinii cre ște o dată cu latitudinea
și cu depărtarea de ocean, fiind de 10 °C în zona de ță rm și de 40-50°C
în interiorul
continentelor;
4) tipul polar cu valori foarte sc ăzute în timpul nop ții polare
(ianuarie-martie) și o maxim ă în timpul solsti țiului de var ă,
caracteristice fiind amplitudinile termice extrem de mari (Verhoiansk
– 62,5° C), iar la țărmul mării mai reduse (fig. 26).
20
10
0
-10
-20
-30
-40-30
I II III IV V VI VII VIII I
XXXI XII2
1
Ilunile

97Fig. 26. Varia ția temperaturii anuale a aerului la diferite latitudini
Sursa: Kostin, citat de M ăhăra, 2001

5.2.2. Variațiile neperiodice sau accidentale

Sunt abateri fa ță de valorile normale: orare, zilnice, lunare,
anuale. Când valorile abaterilor sunt deosebit de mari ele se numesc
riscuri termice, care afecteaz ă viața organismelor (vegetale, animale,
umane). Sunt cauzate de advec ția maselor de aer cald sau rece, de
variația transparen ței aerului (erup ții vulcanice, poluare) sau din cauze
cosmice (eclipse de Soare) etc. Apar frecvent la latitudini temperate ș i
polare în tot cursul anului, dar mai ales în anotimpurile de tranzi ție.

5.2.3. Variațiile spațiale

În spațiu, distribu ția temperaturii se face în plan vertical și
orizontal, în cadrul troposferei.

30
2010
0
-10
-20
-30-40
I II III IV V VI VIIVIII I XXXI XII lunileC
=6 S
=37 N
=49 N
=50 N
=74 N

985.2.3.1.Varia țiile verticale ale temperaturii aerului

În sens vertical, temperatura aerului scade cu în ălțimea, formând
tipul de stratifica ție atmosferic ă normală , conform unui gradient
termic mediu de 0,6 °C/100 m. În unele situa ții temperatura nu scade
cu altitudinea, ea se men ține constant ă, fenomenul numindu-se
izotermie (grosimea stratului cu temperatur ă invariabil ă se nume ște
strat de izotermie). În alte situa ții temperatura cre ște cu înălțimea
formând tipul de inversiune termic ă. Pe lâng ă aceste trei tipuri
principale mai pot ap ărea multe situa ții în care temperatura are o
repartiț ie vertical ă foarte diversificat ă (fig. 27).

Fig. 27. Tipuri de varia ție altitudinal ă a temperaturii aerului.
Sursa: Erhan, 1983

Relieful prin configura ția lui (orientarea versan ților, formele de
relief) condi ționează această variație, probleme ce țin mai mult de
topoclimatologie.
În stratul microclimatic (până la 2 m în ălțime), stratifica ția
termică a aerului prezint ă o mare variabilitate a gradien ților termici, 4500
4000
3500
3000
2500
2000
1500
1000
500
0
-20 -15 -10 -5 0 5 10 15 20 25 30d
c
V
b
aIIIII
IVI
t Cm
LEGEND Ă
I = Tipul normal
II = Tipul de izotermie
III = Tipul de inversiune
IV = a-normal la sol
b-izotermie
c-normal la în ălțime
V = a-inversiune la sol
b-normal
c-izotermie
d-normal la în ălțimec
b
a

99frecvența inversiunilor termice, amplitudinile diurne scad cu
înălțimea, iar momentul de producere a valorilor extreme este întârziat
o dată cu creșterea înălțimii.
Se întâlnesc mai multe tipuri de varia ție termică:
1) tipul de insola ție sau diurn (scăderea temperaturii mai
accentuat ă în primii 20 de centimetrii, apoi mai lent ă;
2) tipul de radia ție sau nocturn (temperatura cre ște cu
înălțimea, datorit ă răcirii radiative a suprafe ței terestre.
3) alte tipuri pot apărea sub influen ța condițiilor meteorologice
locale.
În perioadele cu amestec puternic turbulent al aerului sau în
timpul ploilor nu se mai produc varia ții, instalându-se tipul de
izotermie (fig. 28), în aceste situa ții nu se efectueaz ă măsurători
microclimatice.
Fig. 28. Tipuri de distribu ție vertical ă a temperaturii aerului 1) tipul de
radiație (nocturn); 2) tipul de insola ție (diurn); 3) tipul de izotermie în situa ții
de amestec turbulent; 1a și 2a – tipuri de tranzi ție
Sursa: Berbecel și colab. 1970

În cazul p ădurii compacte, suprafa ța subiacent ă activă este
situată la nivelul coronamentului arborilor. Acesta re ține cea mai mare
parte a că ldurii primit ă de la Soare, aici desfășurându-se procesele
radiative, absorb ția radiației solare și pierderile radiativ-calorice.
Cercetările au demonstrat c ă într-o pădure înalt ă și compactă de pini,
la sol ajunge doar 1/100 din c ăldura pe care o prime ște un sol
descoperit, astfel c ă la suprafa ța superioar ă a coronamentului se
înregistreaz ă temperaturile cele mai ridicate, asem ănătoare cu
exteriorul. Deci, în mediul p ădurii fluxul de c ăldură este direc ționat de
la coronament spre sol, spre deosebire de terenul descoperit, unde
procesul este invers. În acela și timp, căldura cedat ă de sol este re ținută
de coronament, împiedicând schimbul cu exteriorul.

100În timpul zilei, radia ția solară fiind absorbit ă de către
coronament și reflectată în atmosfer ă, ea contribuie într-o mic ă măsură
la încălzirea aerului din interiorul p ădurii. Noaptea se produce o
intensă răcire, dar tot la nivelul coronamentului, care îndepline ște și
funcția de ecran, favorizând o radia ție efectiv ă scăzută și reducerea
răcirii nocturne a solului și a aerului (fig. 29).

Fig. 29. Reparti ția vertical ă a temperaturii aerului în p ădure
Sursa: Marcu, 1983
Vara, temperaturile medii diurne ale aerului sunt mai coborâte
în interiorul p ădurii, în compara ție cu un teren descoperit, ajungând
până la 8°-10°C diferen ță. Iarna, datorit ă prezenței arboretului și
subarboretului, temperatura medie a aerului este cu 0,1°-0,5°C mai
ridicată decât pe terenul descoperit.
Diferențele de temperatur ă apar, deci, între stratul de aer de
deasupra p ădurii și cel din interior, dar și între interiorul p ădurii și
terenul apropiat, f ără vegetație arborescent ă.
Deosebirile dintre temperaturile medii lunare din interiorul
pădurii și cele ale regiunii de câmpie sunt mai mari vara și mai mici
iarna. Astfel, în silvostepe le Europei de Est diferenț a este de 1,2°C în
luna iulie. În regiunile tropicale din India, diferen ța temperaturilor
medii ale lunii celei mai calde ating 6,4°C, între Câmpia Gangelui și

101pădurea tropicală din Assam (India). În regiunea de silvostepă est-
europeană, cea mai mare diferență de temperatur ă între pădure și
câmpie nu a dep ășit 4,3°C (Pop, 1988).
Temperatura medie anual ă a aerului este foarte pu țin influen țată
de prezen ța pădurii, în zonele temperate diferen țele fiind insesizabile,
iar în cele tropicale atingând doar 2,5°C.
Amplitudinile termice pun și ele în eviden ță influența pădurii
asupra regimului termic. De exemplu, în timpul verii, amplitudinea
termică diurnă într-o pădure de fag compact ă este cu 5°C mai mic ă
decât a aerului într-un câmp deschis. Amplitudinile termice anuale au valori reduse (1,5°C) la latitudinile mijlocii ș i mai mari în zona caldă
(de ex. 7,2°C între Câmpia Gangelui și pădurea tropical ă din provincia
Assam, India).

5.2.3.2. Varia țiile orizontale ale temperaturii aerului
În troposfera inferioar ă temperatura aerului prezint ă variații în
sens orizontal dependente de valorile bilan țului radiativ, care scad de
la ecuator c ătre poli. Datorit ă repartiț iei neuniforme a suprafe țelor de
uscat și de apă pe cele dou ă em
isfere ale globului, distribu ția
orizontală a temperaturii aerului prin intermediul izotermelor1 este
diferită, atât în valori medii anuale, cât și pe lunile caracteristice,
ianuarie și iulie. În emisfera nordic ă, unde predomin ă uscatul,
izotermele au un mers sinuos, iar în cea sudic ă, unde predomin ă
marile întinderi oceanice, un mers aproape rectiliniu. Distribu ția
geografic ă a temperaturii aerului va fi studiat ă în partea a doua a
cursului, pe semestrul al doilea, în cadrul Climatologiei.

5.3. Transform ările adiabatice ale aerului

Procesele din atmosfer ă sunt datorate transform ării energiei
radiante dintr-o form ă în alta în timpul absorbț iei, evapor ării,
condensării sau înc ălzirii și răcirii aerului. Energia stocat ă în structura
molecular ă a aerului atmosferic ca energie intern ă, determin ă nivelul
energiei poten țiale. Acest principiu fizic de conservare a energiei
totale se nume ște „legea fundamental ă a termodinamicii”, studiat ă în
cadrul fizicii atmosferei.
Repartiția aerului pe vertical ă se face prin curen ți convectivi
ascendenț i și descenden ți. Aerul se ridic ă până la o anumită limită

1 Linii ce unesc puncte cu aceea și temperatur ă.

102(înălțimea de convec ție), până când temperatura și densitatea lui
devin egale cu cele ale mediului atmosferic înconjur ător. Aceast ă
condiție depinde de procesele termodinamice ce au loc în aerul
antrenat în mi șcare vertical ă numite procese adiabatice. Prin aceste
procese, aerul îș i modific ă temperatura numai prin schimb ări de
volum sub ac țiunea presiunii atmosferice exterioare masei de aer.
Prin mișcare adiabatic ă ascendent ă aerul se destinde, î și mărește
volumul și îi scade temperatura, iar prin mi șcare adiabatic ă
descendent ă, aerul se comprim ă își micșorează volumul și va avea o
densitate și temperatură mai mari. În esență , mișcările adiabatice
determină răcirea aerului prin destindere ș i încălzirea prin
comprimare, în cadrul acelea și mase de aer.
Procesele adiabatice sunt diferite în func ție de gradul de
umiditate al aerului. Într-o mas ă de aer uscat, r ăcirea și î ncălzirea se
fac conform gradientului adiabatic uscat , cu valoarea de 1° C/100 m.
Prin reprezentare grafic ă se numește adiabata uscat ă. În situația unei
mase de aer umed (saturat ă în vapori de ap ă), când nu au loc procese
de condensare, ea se va r ăci conform gradientului adiabatic umed ,
care are o valoare mai mic ă decât a celui uscat (sub 1 °C/100 m).
Curba de varia ție a gradientului adiabatic umed poart ă numele de
adiabata umed ă. Valoarea gradientului adiabatic umed nu este
constantă, ea depinde de cantitatea de vapori de ap ă din aer, de
temperatura și presiunea aerului. La temperatura de 0 °C se apropie de
0,5°-0,6°C/100 m (valoarea gradient ului termic vertical).
În mișcare ascendent ă, răcirea adiabatic ă a aerului nesaturat se
realizează conform gradientului uscat pân ă la atingerea punctului de
rouă, după care vaporii de ap ă condenseaz ă și elibereaz ă căldura
latentă de vaporizare, ce mic șorează răcirea conform gradientului
umed.
În mișcare descendent ă, încălzirea aerului uscat, ca și a celui
umed prin comprimare adiabatic ă se face totdeauna conform
gradientului adiabatic uscat (1 °C/100 m), deoarece în timpul înc ălzirii
nu se produc condens ări. În figura 30 este reprezentat ă variația
adiabatică a temperaturii aerului, curbele întrerupte fiind adiabatele
umede, cele continue sunt adiabatele uscate, iar cea îngro șată
reprezintă curba stării. Punctul PC, unde se întâlnesc adiabata uscat ă
cu cea umed ă se nume ște punct de condensare. Aici se produce
discontinuitatea în varia ția temperaturii cu în ălțimea.

103
Fig. 30. Reparti ția în înă lțime a temperaturii aerului în procesele adiabatice.
Sursa: Stoica, Cristea, 1971

5.4. Stabilitatea și instabilitatea vertical ă a atmosferei

Depind de stratifica ția termică a atmosferei în func ție de care se
realizează mișcarea verticală a aerului. Prin stabilitate meteorologic ă
se înțelege o stare a atmosferei în care nu se produc mi șcări verticale,
iar instabilitatea se creeaz ă în situația existen ței unor curenț i verticali
convectivi. Tipurile de stratifica ție întâlnite în atmosfer ă în cazul unei
mase de aer uscat sau nesaturat în vapori de ap ă sunt:
• instabilă;
• stabilă;
• indiferent ă.

5.4.1. Stratifica ția instabil ă

Se mai nume ște de tip convectiv și se produce când gradientul
termic vertical este mai mare decât gradientul adiabatic uscat ( γ>γa).
În situația unui volum de aer cu o temperatur ă de 20°C aflat în
mișcare adiabatic ă ascendent ă se va răci prin destindere adiabatic ă ,
deci mai pu țin decât temperatura mediului înconjur ător, va fi mai cald,
mai puțin dens ș i m
ai ușor, în interiorul lui existând for țe care îi
imprimă o miș care continu ă. În cazul mi șcării descendente, volumul t C1,6
1,41,2
0,8
0,60,40,2
0 2 4 6 8 1 01 21 41 6km
D
B
PC
AC O1

104de aer coboar ă și, deși se încălzește prin comprimare, el ră mâne mai
rece decât atmosfera înconjur ătoare. Masele de aer se afl ă într-un
echilibru instabil, favorabil mi șcărilor convective (formarea norilor,
producerea precipita țiilor etc.).

Fig. 31. Stratifica ția termică verticală în atmosfer ă. Sursa: Pop, 1988
Str. Instabil ă
11,0
12,5
14,015,5
17,0
18,5
20,0 0100200300400500600m C
Str. Instabil ă m C15
16 14
17 15
18 16
19 17
20 18
17,0
17,5
18,0
18,5600
500
400
300
200 19,0
100 19,520,0 017,5
18,5
19,5 18
18 19
19 20
20
Str. Indiferent ă m
600
500
400
300
200100
014,0
15
16,0
17,0
18,0
19,0
20,015
16
17 17
18
19
20Ca a a== 1 C

1055.4.2. Stratifica ția stabilă

În cazul stratificării stabile , gradientul termic vertical are o
valoare mai mic ă decât a gradientului adiabatic uscat ( γ < γa), adică
sub 1° C. Un volum de aer în mi șcare adiabatic ă se răcește sau
încălzește mai mult decât atmosfera învecinat ă, astfel că în volumul de
aer respectiv apar for țe care se opun mi șcării ascendente sau
descendente a aerului, acesta aflându-se într-un echilibru stabil.

5.4.3. Stratifica ția indiferent ă
Aerul se afl ă într-un echilibru indiferent în situa ția în care
gradientul termic vertical este egal cu gradientul adiabatic uscat ( γ =
γa), astfel c ă volumul de aer respectiv are o temperatur ă egală cu cea a
aerului înconjur ător (fig. 31).
Într-un volum de aer umed saturat în vapori de ap ă, instabilitatea
apare atunci când gradientul termic vertical este mai mic decât gradientul adiabatic uscat, dar mai mare decât gradientul adiabatic
umed (γa>γ>γ b). În această situație temperatura volumului de aer
saturat care se deplasează ascendent va fi tot timpul mai mare decât a
aerului înconjur ător, formând o stratifica ție umed-instabil ă, iar în
mișcare descendent ă ace
st tip de stratificare dispare o dată cu
dispariț ia stă rii de satura ție, formând o stratifica ție termică stabilă .
În concluzie, starea de stabilitate atmosferic ă se formeaz ă în
situația de advec ție a aerului cald în în ălțime, apariț ia inversiunilor de
temperatur ă și comprimarea adiabatic ă a aerului, aspectul vremii fiind
frumos. Starea de instabilitate apare în situa ția advecției unei mase de
aer rece în troposfera superioară î n u r m a c ăreia se dezvoltă mișcări
descendente, iar la suprafa ța terestră aerul mai cald determin ă
formarea miș cărilor ascendente și a turbulen ței atmosferice, vremea
fiind schimbă toare.

5.5. Inversiunile de temperatur ă

În distribuț ia verticală a temperaturii aerului pot ap ărea anomalii
în sensul cre șterii și nu a descre șterii temperaturii conform
gradientului termic vertical. Acestea sunt inversiunile de temperatur ă
prin care, deci, se în țelege o distribu ție vertical ă anormală, în sensul c ă
se produce o cre ștere în loc de o sc ădere a acesteia cu altitudinea.
Cauzele producerii acestor inversiuni sunt de origine termic ă și
dinamică, în funcție de care se și clasifică.

106Inversiunile termice sunt radiative , iar cele dinamice sunt:
• de advecție;
• frontale;
• anticiclonale;
• orografice.
Mai exist ă și inversiuni cu cauze mixte, termice și dinamice. În
această categorie intră inversiunile orografice.

5.5.1. Inversiunile termice

Apar în urma r ăcirii puternice a suprafe ței terestre prin procese
de radiație și sunt cele mai frecvente. La suprafa ța terestră, aerul se
răcește foarte mult, temperatura lui fiind mai ridicat ă la înălțimi mai
mari. Inversiunile de radia ție pot fi nocturne, de iarn ă, de primăvară.

5.5.1.1. Inversiunea de radiaț ie nocturn ă

Apare în timpul nop ților senine ș i calme în urma r ăcirii radiative
a solului și a aerului învecinat. Se formeaz ă tot anul ș i la orice
latitudine geografic ă. Frecven ța și intensitatea cea mai mare o are în
regiunile cu amplitudine diurn ă mare (de șerturi tropicale și în
regiunile temperate continentale. Maximum de producere este sfâr șitul
nopții – începutul zilei. În timpul verii stratul de inversiune este mai
subțire și dispare repede datorită încălzirii aerului, iar în timpul iernii,
acesta este mult mai gros (peste 1,5 km) și se menține un timp mai
îndelungat. Prim ăvara, stratul de inversiune se formează în situația în
care o mas ă de aer cald apare peste suprafe țele acoperite cu z ăpadă
netopită încă, unde aerul se r ăcește atât prin radiaț ie nocturn ă, dar ș i
prin consumul în procesul de topire a z ăpezii. Din aceast ă cauză mai
poartă denumirea de inversiune de z ăpadă.

5.5.2. Inversiunile dinamice

Sunt cauzate de miș cările verticale ș i orizontale ale aerului. Se
formează întotdeauna în atmosfera liber ă.

5.5.2.1. Inversiunile de advec ție

Se produc în situa ția în care o mas ă de aer mai cald, oceanic sau
maritim în deplasarea ei deasupra continentelor invadeaz ă o regiune
de uscat r ăcită puternic în t
impul iernii.

1075.5.2.2. Inversiunile frontale

Sunt determinate de activitatea fronturilor atmosferice, atât a
frontului cald care transport ă aer cu o temperatur ă mult mai ridicat ă decât
cea a aerului ini țial de deasupra unei regiuni geografice, cât și a frontului
rece care aduce o mas ă de aer rece peste aerul mai cald deja existent.

5.5.2.3. Inversiunile anticiclonale

Se formeaz ă în zonele de maxim ă presiune atmosferic ă în care
mișcarea descendentă a aerului duce la comprimarea lui adiabatic ă și
la creșterea temperaturii aerului. Grosim ea stratului de inversiune este
foarte mare, pân ă la câteva mii de metri. În timpul iernii, inversiunile
de temperatur ă produse în regim anticiclonic continental se suprapun
peste cele de radia ție, astfel c ă grosimea stratului de inversiune este și
mai mare. Acest tip de inversiune este foarte frecvent în regiunile de
câmpie, în Câmpia Rus ă s a u î n C â m p i a R o m â n ă, determinate de
anticiclonul est-european.

5.5.3. Inversiunile mixte

Cele mai cunoscute sunt inversiunile orografice, determinate de
relieful accidentat.

5.5.3.1. Inversiunile orografice

Apar în regiunile cu relief fragmentat, pe suprafe țele de relief
concave, în v ăi și depresiuni, unde aerul rece de pe versan ți coboară și
se răcește în continuare prin radia ție termic ă nocturnă în urma
stagnării lui îndelungate în formele respective de relief. Pe culmile
munților te mperatura aerului este mai ridicat ă decât în depresiuni. În
România sunt foarte frecvente în depresiunile intracarpatice, unde se înregistreaz ă minimele termice absolute (Bod, Depresiunea
Brașovului, 25.01.1942 – 38,8 °C, valoare record, neegalat ă până în
prezent) ( Geografia României. Vol. I. Geografie fizic ă, 1983).

108
6. VAPORII DE AP Ă ÎN ATMOSFER Ă

Existența apei în atmosferă constituie elementul esenț ial al vieț ii pe
Pământ. Deși cantitatea de ap ă din atmosfer ă reprezintă doar 0,001% din
oceanul planetar, rolul ei în desf ășurarea tuturor proceselor biologice,
fizice și chimice este enorm. F ără apă, planeta noastr ă ar fi un imens
deșert. Cea mai mare parte din cantitatea total ă (95%) se află sub form ă
de vapori, restul fiind sub form ă de particule lichide și solide, care
alcătuiesc norii. Între suprafa ța terestră și atmosferă are loc un schimb
permanent de umezeală rezultat în urma unor procese complexe de
evaporare de la suprafa ța oceanelor (86%) și a continentelor (14%,
incluzând și evapotranspira ția plantelor), condensare și precipitare, care
duc la existen ța cunoscutului circuit al apei în natur ă.

6.1. Sistemul de faze al apei

În atmosfer ă, apa se afl ă în trei st ări
de agregare, ce formeaz ă
sistemul de faze al apei : solidă (cristale de ghea ță), lichidă (picături de
apă) și gazoasă (vapori de ap ă). Transform ările de faz ă ale apei sunt
însoțite de schimburi de energie caloric ă și, în anumite condi ții de
temperatur ă și presiune, schimbul molecular dintre faze ajunge s ă se
echilibreze (fig. 32). Acest echilibru se men ține până la apariția unor
cauze exterioare care modific ă condițiile de mediu și, bineînțeles, pe cel
de echilibru.
Fig. 32. Schimb ările de fază ale apei.
Sursa: Ciulache, 2002 SOLIDĂ LICHIDĂ GAZOAS ĂSublimare
SublimareTopire EvaporareCONSUM DE C ĂLDURĂ
Înghețare Condensare
ELIBERARE DE C ĂLDURĂ

109Aceste trei tipuri de faze pot trece dintr-una în alta prin diferite
procese fizice: evaporare, condensare, sublimare, înghe țare și topire.
În anumite condi ții de temperatur ă și presiune, schimbul molecular
dintre faze se echilibreaz ă reciproc, tinzându-se c ătre o stare de
echilibru de faz ă care se men ține până la interven ția unor cauze
exterioare care pot modifica condi țiile de mediu și echilibrul respectiv.
Reprezentat ă grafic aceast ă stare de echilibru cuprinde: curba de
sublimare (între faza de ghea ță și vapori), curba de evaporare (între
faza lichidă și cea gazoas ă), curba de topire (arată dependen ța dintre
presiunea vaporilor și temperatura de topire), curba tensiunii de
saturație (deasupra apei suprar ăcită) care se mai nume ște și curba de
suprarăcire (fig. 33).

Fig. 33. Dependen ța sistemului de faze al apei de temperatur ă
și presiune. Sursa: M ăhăra, 2001

Toate transform ările de faz ă ale apei sunt înso țite de schimburi
de energie caloric ă, numită căldură latentă de evaporare, de
condensare, de sublimare, de topire, de solidificare, cu absorb ția sau
degajare de c ăldură, în funcț ie de procesul fizic respectiv.
În atmosfer ă, picăturile de ap ă se pot men ține, în anumite
condiții și la temperaturi negative, frecvent pân ă la -15°C și chiar la
–35° C…- 60°C, numite picături suprar ăcite.
Curba de sublimareGheață și vapori
CB8
64
2
0
-16 -12 -8 -4 0 4Presiunea
TemperaturaPunct triplu
VaporiApă lichidăA
BC
Apă și vapori
Curba evaporării
Apă supraață
răcită și gheGheațăPmb
Curba topirii

1106.2. Evaporarea și evapotranspira ția

De la suprafa ța terestră apa pătrunde în atmosfer ă sub form ă de
vapori prin dou ă procese fizice: evaporare și evapotranspira ție.

6.2.1. Evaporarea
Este procesul fizic de trecere a apei din faza lichid ă în cea de
vapori de ap ă, la suprafa ța terestră , prin consum de că ldură (22% din
energia total ă primită de la Soare este consumat ă în procesul de
evaporare a apei). Se produce prin mi șcări moleculare de transfer al
apei în aerul înconjur ător. O dat ă cu creșterea conținutului aerului în
vapori de ap ă, acesta ajunge saturat, R = 100%. Vaporii de ap ă din
atmosferă provin prin evaporarea apei de la suprafaț a mărilor și
oceanelor (86%), iar restul (14%) de pe continente. Intensitatea de
evaporare sau capacitatea de evapora ție reprezint ă evaporarea maxim ă
posibilă într-o anumit ă regiune, în condi țiile unor resurse excedentare
de apă. În zonele tropicale de șertice, capacitatea de evaporare este
foarte mare (400 mm în Sahara ), în timp ce evaporarea real ă es
te
foarte mic ă, deoarece nu exist ă surse de ap ă.
Evaporarea, în condi ții naturale, este condi ționată de următorii
factori: resursele de apă , resursele energetice și amestecul turbulent
care împr ăștie vaporii de ap ă. Când se produce la suprafa ța uscatului,
ea mai depinde și de propriet ățile fizice ș i chimice ale solului, de
relief, înveli ș vegetal, nivelul apei freatice etc.

Tabelul 21. Raportul procentual dintre cantitatea de ap ă evaporată
și cantitatea de precipita ții

Cantitatea anual ă de precipita ții (mm) Cantitatea anual ă de apă
evaporată (mm) și raportul
procentual (%): 500 600 700 800
Suprafața liberă a apei 537 528 522 516
% 107 88 75 65
Sol dezgolit 209 221 234 246
% 42 37 33 31
Sol acoperit cu vegeta ție 386 437 484 538
% 77 73 69 67
Sursa: Măhăra, 2001

111În funcție de precipita țiile anuale, în fiecare an, cantitatea total ă
de apă evaporată depinde de natura suprafe ței respective (tabelul 21).

6.2.2. Evapotranspira ția

Vegetația complic ă procesul de evaporare a apei deoarece la
evaporarea pur fizic ă reală ce are loc la suprafaț a solului se mai
adaugă și transpira ția fiziologic ă a plantelor. Acest proces a fost
numit de c ătre Thornthwaite evapotranspira ție. Ea poate fi de două
feluri: reală, ce reprezint ă cantitatea de ap ă, efectiv cedat ă atmosferei
prin consumul plantelor și potențială, cantitatea maxim ă posibilă
pierdută prin evapotranspira ție. Evapotranspira ția depinde de
cantitatea de ap ă din sol ce formeaz ă rezerva de ap ă accesibil ă
plantelor, de tipul plantelor, de consumul lor de ap ă în funcție de faza
de vegeta ție în care se afl ă și de zona climatic ă. În fiecare an,
cantitatea total ă de apă evaporat ă și transpirată depinde de gradul
acoperirii solului cu vegeta ție.
Evapotranspi
rația are o mare aplicabilitate practic ă, deoarece
permite evaluarea cantit ății de apă suplimentare, în condi ții de secetă
atmosferic ă și pedosferic ă, prin aplicarea iriga țiilor în vederea
asigurării unei vegeta ții normale.
Cunoscându-se cantit ățile de precipita ții medii ale unei regiuni și
evapotranspira ția poten țială se poate determina excedentul sau
deficitul de ap ă din sol în vederea stabilirii bilan țului hidric.
Cantitățile cele mai mari de ap ă se evapor ă în regiunile cu grad ridicat
de continentalism, subtropicale, unde grosimea stratului de apă
evaporat de pe suprafe țele acvatice atinge 2000 mm/an (Asia Central ă)
și peste 4000 mm/an în Sudan, Africa.

6.3. Umezeala aerului
Conținutul în vapori de ap ă existenți la un moment dat în
atmosferă reprezint ă umezeala sau umiditatea aerului. Ea este o
caracteristic ă important ă a aerului din punct de vedere meteorologic,
dar și bioclimatic. Partea din meteorologie care studiaz ă umiditatea
aerului se nume ște Higrometrie.
În meteorologie se folose ște mai mult denumirea de umezeală a
aerului care este o m ări
me ce define ște conținutul în vapori de ap ă
existenți la un moment dat în atmosfer ă, iar termenul de umiditate este
folosit în agrometeorologie pentru a caracteriza cantitatea de ap ă din

112sol, folosit ă de plante în procesele de cre ștere și dezvoltare. Umezeala
aerului are o mare importan ță în meteorologie, climatologie,
biometeorologie ș i bioclimatologie.

6.3.1. Mărimile care definesc umezeala aerului

Cantitatea de vapori de ap ă din atmosfer ă se exprim ă prin
anumiți parametri fizici, cei mai folosi ți sunt urm ătorii:
• tensiunea sau presiunea vaporilor de ap ă;
• umezeala absolut ă;
• umezeala specific ă;
• umezeala relativ ă;
• punctul de rou ă.

6.3.1.1. Tensiunea vaporilor de apă (e)

Reprezint ă presiunea par țială a vaporilor de ap ă dintr-un volum
de aer. Se mai nume ște forța elastică a vaporilor și se exprim ă în
milibari sau mm coloan ă Hg. Ea se calculeaz ă prin relația:
e = P – Pu,
în care: P este presiunea total ă a aerului
Pu este presiunea par țială a aerului uscat

În anumite condi ții de temperatur ă, valoarea limit ă la care poate
să ajungă tensiunea vaporilor de ap ă poartă numele de tensiune
maximă a vaporilor sau tensiune de satura ție (E). Valoarea ei cre ște
proporțional cu temperatura, astfel c ă aerul cald este mai bogat în
vapori de ap ă comparativ cu aerul rece.
Tensiunea de satura ție are un rol important în cazul particulelor
de apă ce formează cețurile, norii și ploaia. Cu cât pic ăturile sunt mai
mici cu atât suprafa ța de evapora ție este mai mare. Într-un nor, de
exemplu, care este alc ătuit din pic ături de diferite dimensiuni, cele
mici se evapor ă, iar pe cele mari se condenseaz ă vaporii de ap ă.

6.3.1.2. Umezeala absolut ă (a)

Este considerat ă cantitatea de vapori de ap ă conținută la un
moment dat într-un volum de aer și se exprim ă în g/m³. Cantitatea de
vapori care satureaz ă un metru cub de aer se nume ște umezeală
maximă sau de satura ție (A).

113
6.3.1.3. Umezeala specific ă (q)

Este cantitatea vaporilor de ap ă exprimat ă în grame și raportată
la unitatea de mas ă a aerului (g/kg). Cantitatea de vapori ce satureaz ă
un kg de aer se nume ște umezeală specifică maximă de satura ție (Q).

6.3.1.4. Umezeala relativ ă (R)
Reprezint ă raportul procentual dintre tensiunea vaporilor (e) și
tensiunea de satura ție (E):
Este mărimea care reprezint ă cel mai bine gradul de satura ție a
aerului în vapori de ap ă. Indică în procente cât din cantitatea de vapori
de apă necesari condens ării există la un moment dat în atmosfer ă.
Valoarea umezelii relative depinde de temperatura aerului, în
sensul că, dacă într-un volum de aer cantitatea de vapori de ap ă
rămâne constant ă, prin cre șterea temperaturii, valoarea umezelii
relative se mic șorează și aerul devine mai uscat, iar sc ăderea
temperaturii determin ă creșterea acesteia. Ea depinde, de asemenea, de
valoarea tensiunii vaporilor de ap ă (fig. 34). Dup ă valoarea umezelii
relative, aerul are o anumit ă cara
cteristică din punct de vedere
higrometric (tabelul 22) și se poate aprecia în orice moment starea sa,
posibilitatea de a condensa și de a forma nori cu precipita ții sau gradul
lui de usc ăciune, nefavorabil plantelor și oamenilor.

Tabelul 22. Caracterizarea higrometric ă a aerului

Valoarea umezelii relative (R%) Caracterul aerului
≤30 Foarte uscat
31-50 Uscat
51-80 Normal
81-90 Umed
91-99 Foarte umed
100 Saturat
>100 Suprasaturat % 100⋅ =EeR

114
Fig. 34. Rela ția dintre umezeala relativ ă, temperatur ă și tensiunea vaporilor de ap ă

6.3.1.5. Deficitul de satura ție sau deficitul higrometric (D)

Reprezint ă diferența dintre tensiunea maxim ă a vaporilor de ap ă
(E) și tensiunea real ă la un moment dat (e), conform rela ției:
D = E – e
Când E = e, aerul este saturat în vapori de ap ă, atunci când e < E,
aerul este nesaturat în vapori de ap ă, iar în situa ția în care e > E, aerul
este suprasaturat în vapori de ap ă.

6.3.1.6. Punctul de rou ă (τ)

Reprezint ă temperatura la care vaporii de apă saturează un
volum de aer ș i condenseaz ă. La această temperatur ă, deficitul
higrometric devine zero, R = 100%, e = E, a = A, iar temperatura (t) aerului este egală cu punctul de rouă (t = τ). 0 5 10 15 20 25 3020406080100
25
20
15
10
5
5
010152025303540
Umezeala relativ ă %Presiunea vaporilor în milibari
Temperatura C

115
6.3.2. Regimul umezelii aerului

Umezeala aerului, prin toate componentele sale, prezint ă
oscilații periodice, zilnice și anuale care depind de temperatur ă și de
cantitatea de ap ă evaporată , dar ș i variații altitudinale.

6.3.2.1. Varia țiile diurne și anuale
Deasupra uscatului, umezeala absolut ă, specific ă și tensiunea
vaporilor de ap ă prezintă, în evolu ție diurnă, două maxime: diminea ța
(8-9) și seara (21-22) și două minime: diminea ța înainte de r ăsăritul
Soarelui și la amiaz ă (15). În schimb, deasupra marilor întinderi de
apă, umezeala absolut ă a aerului prezint ă o oscilație simplă, conform ă
curbei temperaturii aerului, cu un maximum la amiaz ă și un minimum
dimineața, în lipsa amestecului turbulent al aerului (fig. 35).

Fig. 35. Varia ția diurnă a umezelii absolute a- la 20 cm, b-la 1,5 m,
c- variația simplă. Sursa: Stoica, 1971

Umezeala relativ ă a aerului are un mers diurn simplu, cu un
maximum diminea ța și cu un minimum la amiaz ă, când temperatura
aerului înregistreaz ă valoarea maxim ă (fig. 36).

7
6
5
0 2 4 6 8 1 01 21 41 6 1 8 20 22 24a
cb
oreleg/m3

116
Fig. 36. Varia ția diurnă a umezelii relative a aerului

Fig. 37. Regimul anual al tensiunii vaporilor de ap ă. Sursa: V ăduva, 2004

În variație anuală, umezeala absolut ă, ca și tensiunea vaporilor
de apă, prezintă o oscilație simplă asemănătoare cu cea a temperaturii
aerului (fig. 37), în timp ce umezeala relativ ă are o evolu ție inversă
față de cea a temperaturii aerului (fig. 38).
R%
80
40
0 4 8 12 16 20 24
oreleumezeala relati vă
timpul

117
Fig. 38. Regimul anual al umezelii relative a aerului. Sursa: V ăduva, 2004

Variația anuală a umezelii aerului are un mers invers temperaturii
aerului, maximul principal fiind în decembrie-ianuarie, iar cel secundar în
iunie, iar minimul principal în iulie ș i cel secundar în aprilie.

6.3.2.2. Varia țiile altitudinale ale umezelii aerului

În altitudine, umezeala aerului devine din ce în ce mai sc ăzută,
însă aceasta nu este o regul ă generală , putând ap ărea situații de
anomalii determinate de o serie de factori cum ar fi: gradul de turbulență al aerului, nebulozitat ea, inversiunile termice și în munții
înalți, diversitatea formelor de relief și orientarea versan ților.
Umezeala absolut ă a aerului scade cu altitudinea în func ție de
anotimp (tabelul 23), vara sc ăderea este cea mai mare, iar iarna se
produce o inversiune datorat ă inversiunii de temperatur ă.

C o n s t a n ț a
0102030405060
I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII (%)
media
minima

118Tabelul 23. Varia ția altitudinal ă a umezelii absolute a aerului în func ție de
anotimp (gr/m3)

Înălțimea
(km) Primăvara Vara Toamna Iarna Media
anuală
0 5,7 10,2 7,8 3,0 6,7
2 2,2 4,2 2,6 1,2 2,6
4 1,0 1,4 1,1 0,4 0,9
6 0,3 0,4 0,3 0,1 0,1
8 0,06 0,12 0,07 0,04 0,08
10 0,02 0,04 0,02 0,02 0,03
Sursa: Stoica și Cristea, 1971

Variația altitudinal ă a umezelii relative nu se face după o regulă
generală , valoarea ei descre ște cu altitudinea în mod neregulat. În
stratul inferior de aer (pân ă la 2-3 km), varia ția ei difer ă d e l a z i l a
noapte și în funcție de anotimp. În timpul zilelor de var ă, valorile cele
mai mici se înregistreaz ă în apropierea solului, unde temperatura
aerului este cea mai ridicat ă, apoi cre ște, valoarea maxim ă se află la
aproximativ 2,5 km, unde vaporii de ap ă se condenseaz ă și se
formează baza norilor. Peste aceast ă înălțime scade constant. Stratul
cu valoarea maxim ă se menține până la nivelul de convec ție al aerului
(vârful norilor). La altitudinea de 7-8 km, de obicei, valoarea umezelii
relative se reduce la 40-50%.
Pe versan ți și culmile muntoase, umezeala absolut ă înregistreaz ă
un maximum diurn la amiaz ă, sub efectul brizei de vale și un
minimum diminea ța în apropierea r ăsăritului Soarelui, când se
înregistreaz ă și minima termic ă.
În văi și depresiuni se observ ă două m inime, la fel ca în zona de
câmpie: unul în timpul zilei, sub influenț a mișcărilor convective, și
alta spre diminea ță, ca efect al temperaturii sc ăzute ce provoac ă
condensarea vaporilor de ap ă. În timpul anului, valoarea maxim ă se
înregistreaz ă vara, iar cea minim ă iarna, la fel ca și la câmpie.
Umezeala relativ ă a aerului prezint ă o variație mult mai mult
influențată de orientarea ș i înclinarea versan ților și de altitudine, care
este asem ănătoare celei din zonele de câmpie, cu producerea unui
maximum vara și unui minimum iarna, în depresiuni și în văi. De la o
anumită înălțime, în func ție de zona climatic ă, umezeala relativă
maximă se produce la începutul verii, dup ă amiaza, datorită

119predomină rii mișcărilor ascendente, iar cea minim ă iarna ș i în timpul
nopții, ca efect al mi șcărilor descendente ale aerului.
Inversarea tipurilor de varia ție diurnă și anuală a umezelii
relative a aerului se produce între 1500 și 2000 m altitudine, în func ție
de zona macroclimatic ă și orientarea versanț ilor față de advec ția
maselor de aer umed.

6.4. Condensarea ș i sublimarea vaporilor de ap ă

Sunt procese fizice de transformare a vaporilor de ap ă sub form ă
de picături de ap ă și cristale de ghea ță, care intr ă în compozi ția
diferitelor forme de precipitare din atmosfer ă: norii și precipita țiile și
fenomene meteorologice (hidrometeori): cea ța, roua, bruma, chiciura,
măzărichea, grindina, poleiul, specifice anumitor anotimpuri.

6.4.1. Condițiile principale ale condensă rii vaporilor de ap ă

Sunt două:
• aerul să devină saturat în vapori de ap ă;
• în aer să existe nuclee de condensare, particule
microscopice, solide și lichide, cu propriet ăți higroscopice, care atrag
vaporii de ap ă, în jurul c ărora aceștia condenseaz ă. Sunt cristale fine
de sare marin ă, sau ghea ță, pulberi de origine mineral ă, industrial ă sau
vulcanică, picături acide sau chiar ioni înc ărcați cu electricitate
pozitivă sau negativ ă.
Saturarea aerului în vapori (e = E) se poate realiza prin m ărirea
cantității de vapori sau prin scă derea temperaturii pân ă la valoarea
punctului de rou ă. Cel mai frecvent condensarea vaporilor de ap ă se
face prin r ăcire, care, la rândul ei, poate fi: radiativ ă, advectivă ,
adiabatică și prin amestec turbulent a dou ă mase de aer cu propriet ăți
diferite.
Concentra ția nucleelor de condens are este mai mare în
apropierea suprafe ței terestre, mai ales deasupra zonelor urbane și
industriale, ea sc ăzând altitudinal (tabelul 24).
În atmosfer ă condensarea vaporilor începe la o anumit ă înălțim e
numită nivel de condensare și se produce pân ă la nivelul la care
ascendența aerului înceteaz ă, numit nivel de convecție. Înălțimea
nivelului de convec ție depinde de temperatura și umezeala aerului.
Este cu atât mai sus cu cât temperatura aerului din straturile inferioare este mai ridicat ă și umiditatea mai mic ă.

120
Tabelul 24. Varia ția altitudinal ă a concentra ției nucleelor de condensare

Altitudinea (m) Concentra ția (nr./cm3)
0-500 22 800
500-1000 11 000
1000-2000 2 500
2000-3000 780
3000-4000 340
4000-5000 170
> 5000 80
Sursa: Măhăra, 2001

6.5. Forme de condensare și sublimare a vaporilor de ap ă

După locul de formare și în func ție de propriet ățile lor,
produsele de condensare și sublimare a vaporilor de ap ă se împart în
următoarele categorii:
− produse primare de condensare: cea ța și pâcla;
− produse de condensare pe suprafa ța terestră: roua, bruma,
chiciura, depuneri solide ș i lichide, poleiul;
− produse de condensare a vaporilor de ap ă în atmosfera
liberă : norii;
− produse finale: precipita țiile atmosferice (fig. 39).

6.5.1. Produse primare de condensare

Apar în atmosfer ă și se men țin în suspensie un anumit timp.
Principalele tipuri sunt: ceața și pâcla.
Ceața și pâcla se formeaz ă în atmosfera inferioar ă, în vecină tatea
solului. Sunt compuse din pic ături foarte mici de ap ă sau cristale de
gheață foarte fine, cu dimensiuni microscopice, care reduc vizibilitatea
atmosferic ă orizontal ă sub 1 km, în cazul ce ții și sub 10 km în cazul
pâclei. Când umezeala relativ ă a aerului dep ășește 70% fenomenul
tinde către pâclă umedă sau aer ceț os. Ceața se formează în condițiile
unui aer saturat în vapori de ap ă (R = 100%), la temperaturi cuprinse
între -5°C și +5° C și o viteză a vântului de 1-3 m/s.
După condițiile sinoptice de formare exist ă trei mari categorii de
ceață: ceața din interiorul acelea și mase de aer, ceața frontală și
ceața urbană.

121

Fig. 39. Principalele produse de condensare și sublimare ale vaporilor de ap ă în atmosfer ă și la suprafa ța terestră

122
6.5.1.1.Cea ța din interiorul aceleia și mase de aer

În interiorul aceleia și mase de aer poate s ă se formeze: ceața de
răcire și ceața de evapora ție.
Ceața de răcire poate fi: radiativă , de advec ție, radiativ-
advectivă și de versant.
a. Ceața de răcire radiativ ă se formează în condi ții de regim
anticiclonic, cer senin, la viteze ale vântului de 2-3 m/s și în
apropierea suprafe țelor mici de ap ă. Apare, de obicei, toamna în
formele concave de relief (v ăi și depresiuni) prin r ăcirea nocturn ă a
suprafeței terestre și a aerului învecinat și formarea inversiunilor
termice (stratul de aer de la în ălțime mai mare este mai cald). Are o
grosime sub 10 m și dispare la câteva ore dup ă răsăritul Soarelui, mai
întâi stratul din imediata apropiere a solului, stratul de cea ță rămas
semănând cu o pânz ă de nori stratiformi. Iarna, în condi ții de răcire
radiativă puternică, stratul de cea ță format are o grosime mai mare, de
până la 1000 m și se poate men ține mai multe zile.
b. Ceața de advec ție apare prin p ătrunderea unei mase de aer
rece peste o suprafa ță mai cald ă sau invers. Are frecven ța cea mai
mare în perioada rece a anului. Acest tip de cea ță, după tipul de
advecție a aerului se împarte în: ceaț a de răcire a aerului tropical
maritim, cea ța de litoral, cea ța maritim ă.
c. Ceața radiativ-advectiv ă se formează prin răcirea aerului,
simultan, prin cele dou ă modalități: radiație nocturn ă și advecție.
Stratul format este dens ș i persistent, cu aspectul unor bancuri de cea ță
succesive.
d. Ceața de versant se formeaz ă prin ascensiunea lent ă a aerului
umed pe versan ți, care se r ăcește prin destindere adiabatic ă.
Ceața de eva porație se formează în situația în care aerul este
mai rece decât suprafa ța de evaporare a apei. Apare, de regul ă,
dimineața deasupra lacurilor, râurilor, mla știnilor care sunt mai calde
toamna și iarna.

6.5.1.2. Ceaț a frontală
Apare ca urmare a amestecului a dou ă mase de aer, cald și rece,
pe linia frontului, prefrontal sau postfrontal. Sunt mai frecvente în
zona cu ploaie caldă și de cele mai multe ori se contope ște cu norii
prefrontali. Este mai frecvent ă pe linia frontului cald.

1236.5.1.3. Ceaț a urbană

Se formeaz ă deasupra marilor aglomeră ri urbane ș i industriale și
este alcătuită dintr-un amestec de pic ături fine de ap ă, noxe, fum și
praf. Este cunoscută și sub denumirea de „smog”. În situa ția în care
centrele urbane se află în apropierea litoralelor, acest tip de cea ță se
contopește cu cea ța maritim ă, densitatea, persisten ța și grosimea
stratului fiind mai mari. În astfel de cea ță, vizibilitatea este redus ă, la
câțiva metri, uneori chiar sub 1 metru, periclitând circula ția rutieră,
feroviară, aeriană, navală și pietonal ă. Este un fenomen de risc
meteorologic major, care produce multe accidente.

6.5.2. Condensarea și sublimarea vaporilor de apă pe suprafa ța
terestră

Se produc în situa ția contactului aerului cu suprafa ța răcită a
solului sau a diferitelor obiecte, pân ă la temperatura punctului de rou ă,
când se atinge starea de saturaț ie. Vaporii de ap ă se condenseaz ă sau
sublimeaz ă formând o serie de depuneri: rouă, brumă, chiciură,
depuneri lichide și solide, polei .

6.5.2.1. Roua

Se formeaz ă în timpul nopț ilor senine, în perioada cald ă a anului
datorită radiației nocturne intense, care asigur ă o răcire sub punctul de
rouă a diferitelor suprafe țe: vegetație (iarbă și frunze). Aerul trebuie s ă
fie suficient de umed, iar amestecul turbulent inexistent. Are un efect
benefic asupra culturilor și vegetației, în general, în zonele și
perioadele secetoase.

6.5.2.2. Bruma

Apare toamna, iarna și primăvara, în urma procesului de
sublimare a vaporilor pe suprafaț a terestră răcită la valori termice sub
0°C. Este format ă din particule foarte fine de ghea ță, sub forma unui
strat albicios. Se formeaz ă în condi ții de timp senin, umiditate
suficientă , vânt slab sau calm atmosferic. Brumele târzii de prim ăvară
și timpurii de toamn ă au un efect negativ asupra plantelor de cultur ă,
reprezentând adev ărate riscuri m eteorologice, uneori calamitând
recoltele.

1246.5.2.3. Chiciura

Se mai numeș te promoroac ă sau bură. Este o depunere solid ă
care apare fie prin sublimarea vaporilor de ap ă, chiciura moale , fie
prin înghe țarea picăturilor foarte fine suprară cite, chiciura tare,
grăunțoasă.
Chiciura moale este cristalină și formeaz ă un strat moale afânat
pe obiectele suspendate în aer sau pe cele verticale (conductori aerieni,
copaci, garduri, stâlpi etc.). Se produce în condi ții de vânt slab sau
inexistent, în prezen ța aerului umed și cețos.
Chiciura tare se formeaz ă prin înghe țarea picăturilor foarte fine,
suprarăcite, pe obiecte aflate în calea vântului, care transportă picături
de ceață suprarăcită. Este foarte frecvent ă în regiunile de munte, pe
platouri ș i vârfuri, cu vânt puternic, unde poate dep ăși 1 m grosime.

6.5.2.4. Depunerile lichide și solide
Se produc atunci când o mas ă de aer cald și umed cu temperaturi
pozitive, în condi ții de cer acoperit sau cea ță, invadeaz ă o regiune mai
rece, producând umezirea suprafe țelor verticale expuse vântului
(stânci, trunchiuri de arbori, pere ți etc.). În cazul advec ției aeru
lui
umed peste o suprafa ță răcită sub 0°C, se formează depuneri solide,
având aspect de crust ă de ghea ță albă, opacă pe suprafe țele reci
expuse vântului.

6.5.2.5. Poleiul

Este un strat compact de ghea ță transparentă sau opac ă, ce se
depune în anotimpul rece pe sol și pe obiectele de pe sol. Provine din
ploi și burnițe alcătuite din pic ături suprar ăcite, care înghea ță la
contactul cu suprafe țele ale căror temperaturi sunt cuprinse între 0,1 °C
și 1,0°C. Suprar ăcirea picăturilor se produce când în c ăderea lor
traversează un strat de aer cu temperatura sub 0 °C. Mai exist ă și un tip
de polei denumit secundar , care se formeaz ă prin înghe țarea
picăturilor fine nesuprar ăcite la contactul cu suprafa ța solului deja
răcit sub 0°C.
Poleiul, ca și ceața densă, reprezint ă un fenom en meteorologic
de risc major pentru siguran ța transporturilor, în special rutiere.

125
6.6. Norii

Reprezint ă principala form ă de condensare și sublimare a
vaporilor de ap ă în atmosfera liber ă.

6.6.1. Geneza norilor

Cauzele principale ale form ării norilor sunt: r ăcirea adiabatic ă
prin mișcări ascendente ale aerului și răcirea prin radia ție a aerului
umed sub punctul de rou ă, în prezen ța nucleelor de condensare.
Înălțimea la care se formeaz ă norii ș i microstructura lor sunt în
funcție de anumite niveluri caracteristice pe care le poate atinge norul
în timpul dezvolt ării sale (fig. 40):
– nivelul de condensare reprezint ă baza norului și corespunde cu
înălțimea la care începe condensarea vaporilor de ap ă în atmosfera
liberă în urma r ăcirii adiabatice sau dinamice a aerului ;
– nivelul izotermiei de 0 °C este nivelul la care se situează
suprafața de 0°C. El poate fi sub nivelul de condensare, atunci când
temperatura punctului de rou ă are valori negative sau deasupra
acestuia, când temperatura punctului de rou ă este pozitiv ă. Între aceste
două nivele, norul este alc ătuit din pic ături de ap ă și cristale de ghea ță
pe cale de topire. Peste acest nivel norul este format din pic ături de
apă suprarăcită și cristale formate prin sublimarea vaporilor. Aici se
produce fenomenul de givraj, foarte periculos în aeronautic ă;
– nivelul nucleelor de ghea ță sau de sublimare apare la în ălțimea
la care temperatura coboar ă sub –10°…-20 °C, nivel deasupra c ăruia
norul este format di n cristale de ghea ță provenite din sublimarea
vaporilor de ap ă și picături suprar ăcite. Este zona în care încep s ă se
formeze elementele de precipitaț ii care cad din nori. Peste nivelul
nucleelor de ghea ță, norul este alc ătuit în majoritate din cristale de
gheață mai ales la în ălțimi la care temperatura scade sub -40° C;
– nivelul de convec ție corespunde cu partea superioar ă a norului,
deci cu în ălți mea la care se opre ște convec ția ascendent ă. Aceasta are
loc la înălțimea la care apare o stratifica ție termică stabilă sau stratul
de inversiune care se opune mi șcării ascendente a aerului.

126
Fig. 40. Nivelurile caracteristice unui nor în formare. Sursa: M ăhăra, 2001

6.6.2. Clasificarea norilor

Criteriile principale de clasificare a norilor sunt:
– după formă sau aspect exterior (criteriul morfologic);
– după înălțimea la care apare baza norului deasupra suprafeț ei
solului: nori superiori (peste 6 km), mijlocii (6-2 km), inferiori (2-0 km), nori cu mare dezvoltare vertical ă;
– după geneză: nori de convec ție, frontali (apar pe linia de
separație a două mase de aer cu propriet ăți termobarice diferite), de
mișcare ondulatorie a aerului (de-a lungul suprafeț elor orizontale de
separație dintre dou ă mase de aer), de turbulen ță (în masele de aer
umede deplasate deasupra uscatului) și de radia ție (sub stratul de
inversiune care se formeaz ă în timpul r ăcirii prin radia ție-Stratus);
– după structura microfizic ă: nori alcătuiți din cristale de ghea ță sunt
norii superiori din genurile Cirrus, Cirrocumulus și Cirrostratus, nori
alcătuiți din picături de apă sunt norii inferiori și norii cu structur ă mixtă,
cei cu dezvoltare mare pe vertical ă, Cumulus congestus și Cum
ulonimbus.

1276.6.2.1. Dup ă aspectul morfologic

Norii pot fi sub form ă de grămezi izolate (Cumulus ); nori în
formă de gră mezi compacte cu aspect de valuri ( Stratocumulus ) și nori
sub formă de pânză continuă (Stratus ), sub form ă de blăniță de miel
(Cirrocumulus ), sub form ă de fulgi, pene, cârligu țe (Cirrus ).

6.6.2.2. Dup ă altitudinea de formare a bazei norului

Se deosebesc patru categorii de nori, fiecare fiind definită prin
genuri specifice: Cirrus, Cirrocumulus și Cirrostratus fac parte din
etajul superior ale c ărui limite sunt între 6-10 km; din etajul mijlociu
fac parte norii Altocumulus , cu limitele între 2-6 km, iar din etajul
inferior cu înă lțime între 0-2 km, Stratocumulus și Stratus , cu limitele
între suprafa ța solului și 2000 m. Norii Altostratus aparțin etajului
mijlociu, îns ă ei se întind și în etajul superior; norii Nimbostratus sunt
localizați de obicei în etajul mijlociu, dar se pot g ăsi și în celelalte
etaje; norii Cumulus și Cumulonimb us, în mod obi șnuit au baza în
etajul inferior, iar vârfurile lor pot p ătrunde în etajul mijlociu și chiar
în cel superior. Ace știa din urm ă se mai numesc și nori cu dezvoltare
mare pe vertical ă.

6.6.2.3. Dup ă condițiile de formare (genez ă)
Norii se clasific ă în: nori de convec ție, nori frontali , nori de
turbulență, nori de radia ție, nori ce apar în urma mi șcării ondulatorii
a aerului, norii orografici.
Norii de convec ție apar în urma mi șcărilor convective, puternic
ascendente ale aerului, ca urmare a înc ălzirii exagerate a suprafe ței
active (convec ția termică) sau ca urmare a disloc ării forțate a aerului
cald de către vânt peste un obstacol sau prin advec ția unei mase de aer
rece care disloc ă masa de aer cald (convec ția dinamic ă). Apar, de
obicei, într-o mas ă de aer stratificată instabil. Norii de convec ție
termică sunt cumuliformi care pot fi situa ți la diferite în ălțimi în
funcție de f
orța de ascenden ță a aerului: Cumulus humilis, cu
înălțimea cea mai mic ă, nu dau precipita ții, sunt considera ți nori de
timp frumos, Altocumulus cumuliformis la o în ălțime medie în
troposferă, Cumulus congestus și Cumulonimbus la în ălțimi mari, din
care cad precipita ții sub form ă de averse (fig. 41).

128

Fig. 41. Modul de formare a norilor convectivi

Norii frontali apar pe linia unui front atmosferic care separ ă
două mase de aer cu proprietăț i diferite, în special de temperatur ă.
Fiecare tip de front atmosferic este înso țit de nori specifici (mai multe
amănunte în capitolul de Meteorologie sinoptic ă).
Norii de turbulen ță se formează prin deplasarea maselor de aer
umed oceanic deasupra suprafe țelor continentale și prezintă mișcări
turbulente sub stratul de inversiune termic ă. Norii din aceast ă
categorie sunt stratiformi (genurile Stratus și Stratocumulus) din care
cad precipita ții slabe cantitativ.
Norii de radia ție apar în urma r ăcirii radiativ-nocturne a aerului,
toamna și iarna, sub stratul de inversiune termic ă, în timpul zilei
disipându-se o dat ă cu încălzirea aerului. De obicei sunt nori sub
formă de pânză continuă din genul Stratus.
Norii de miș care ondulatorie sau de undă apar din cauze
diferite, la limita straturilor de inversiune sau prin deplasarea aerului peste masive muntoase alcă tuite din culmi paralele și văi. Pe unda
ascendent ă se formeaz ă nori de tip Altocumulus lenticularis și
Stratocumulus, care se risipesc pe partea descendentă unde
comprimarea adiabatic ă a aerului creează fenomenul de foenizare
ușoară, cerul
devenind senin și temperatura aerului mai ridicat ă decât
în partea ascendent ă a undei (fig. 42 și 43).
nivel de convec țienivel de convec țienivel de convec țienivel de convec ție
ABC
nivel de convec ție
12 3 4
Sol Cu hum Ac Cu cong. Cb

129
Ac.
AER CALD LIMITA INFERIOARĂ
A INVERSIUNII
A E R R E C E200-100 m50 mAc.

Fig. 42. Modul de formare a norilor de mi șcare ondulatorie

Fig. 43. Formarea norilor de und ă orografici

Fig. 44. Dezvoltarea norilor orografici în mase de aer stabil și instabil
Sursa: Ciulache, 2002
AER STABIL
Munte Umed
Versantul din vântVersantul de sub vântUscat
AER INSTABIL
Munte
Umed UscatNor

130Norii orografici se formeaz ă în situa ția escalad ării forțate a
aerului pe versan ții munților. Aerul se ră cește simțitor prin destindere
adiabatică, iar condensarea vaporilor de ap ă este rapid ă, formându-se
nori cu mare dezvoltare vertical ă de genul Cumulus și Cumulonimbus
într-o mas ă stratificată instabil (fig. 44).

6.6.2.4. Dup ă structura microfizic ă

În funcție de starea de agregare a apei ce se afl ă în compozi ția
lor există : nori forma ți din particule lichide ( Stratus, Stratocumulus,
Cumulus și în parte Altocumulus ); nori forma ți din particule solide:
cristale de ghea ță, fulgi de nea, m ăzăriche ( Cirrus, Cirrostratus ș i
Cirrocumulus ); nori mic ști, compu și din pic ături de ap ă, dar ș i
particule solide ( Cumulonibus, Nimbostratus și în parte Altocumulus și
Altostratus ).
Toți norii, indiferent de în ălțimea și forma lor au acelea și părți
co
mponente: baza (partea inferioar ă a norului), vârful (partea cea mai
înaltă a norului), grosimea (distan ța dintre baz ă și vârful norului),
întinderea (sau lungimea maxim ă a norului) și înălțimea bazei (sau
plafonul, ce reprezint ă distanța de la suprafa ța topografic ă până la
baza norului).

6.6.3. Descrierea norilor

Conform normelor O.M.M., în clasificarea interna țională a
norilor sunt cuprinse 10 genuri principale de nori.
1. Cirrus (Ci din latinescul cirrus care înseamn ă bucle de p ăr,
tufă de crini, pan ă de pasăre) sunt nori separa ți, în form ă de filamente,
bancuri sau benzi albe. Au aspect fibros și strălucire mătăsoasă , sunt
alcătuiți din cristale de ghea ță și destul de transparen ți (acești nori nu
ecranează vi zibilitatea Soarelui, stelelor și a Lunii). Dintre speciile
mai reprezentative sunt: fibratus (sub form ă de filamente; din
latinescul fibratus care înseamn ă fibros, construit din fibre sau din
filamente), uncinus (în formă de virgule, cârlige; din latinescul uncius
care înseamn ă cârlig, curbat), spissatus (în formă de tufiș , snop; din
latinescul spissatus participiul trecut al verbului spissare , care
înseamnă a îngrășa, condensa, compact), radiatus (ră sfirați ca ramurile
unui copac) ș.a. (fig. 45).
2. Cirrocumulus (Cc nume compus din cirrus ș i cumulus) sunt
nori prezen ți sub forma unor bancuri sau pă turi, compuș i din elemente

131mici granulare, valuri, riduri dispuse mai mult sau mai pu țin regulat.
Sunt nori alc ătuiți din cristale de ghea ță și prevestesc o schimbare în
rău a vremii.

Fig. 45. Tipuri de nori

3. Cirrostratus (Cs nume compus din cirrus ș i stratus) este tipul
de nor care arat ă ca un voal noros transparent și albicios, cu aspect
fibros sau neted, acoperind par țial sau integral cerul. În general,
produce fenomenul optic numit „halo“ (solar sau lunar) și este
constituit din cristale de ghea ță. De regul ă, acești nori anun ță ploaie.
4. Altocumulus (Ac nume compus din latinescul altum , care
înseamnă locuri înalte, partea de sus a atmosferei ș i cumulus) se
prezintă sub form ă de bancuri, gr ămezi sau șiruri de nori, de culoare
albă sau gri ș i cu umbre proprii. În general, este compus din pic ături
de apă, dar conțin uneori și cristale de ghea ță. La trecerea prin dreptul
Soarelui sau a Lunii formează fenomenul numit „coroană “ (reprezintă
un inel în jurul acestor aș trii, colorat în roș u la exterior și verde în
interior). De regul ă, din acest tip de nori nu cad precipita ții și sunt
foarte varia ți ca aspect exterior. Ca specii de Altocumulus se pot cita:
lenticularis (în formă lenticulară , sunt deseori nori de undă -orografici;
de la latinescul lenticularis , dim
inutivul cuvântului lens , care
înseamnă lentilă), castellanus (la partea superioar ă au formă de mici
turnulețe sau din ți de fieră strău, sunt prevestitori de oraje; din
latinescul castellanus , derivat de la castelum care înseamn ă castel

132puternic, ceva fortificat), cumuliformis (în formă de grămăjoare
împrăștiate pe orizontal ă) ș.a.
5. Altostratus (As nume compus din altum și stratus) se prezint ă
ca un strat sau o p ătură de nor de nuan ță albăstruie sau cenu șie cu
aspect striat, fibros sau uniform, acoperind în întregime sau par țial
cerul. Prezint ă părți destul de sub țiri prin care se poate vedea vag
Soarele, nu prezint ă fenomenul de „halo“. Are o întindere foarte mare
pe orizontal ă (de sute de km), iar pe verticală grosimea lui atinge sute
sau chiar mii de metri. Din Atostratus cad uneori precipita ții care pot
acoperi suprafa ța topografic ă, dar de cele mai multe ori se evapor ă
înainte de a ajunge la sol (virga).
6. Nimbostratus (Ns nume compus din latinescul nimbus , care
înseamnă ploios ș i stratus) este un strat noros cenuș iu închis, al c ărui
aspect vaporos se datoreaz ă căderilor de ploaie sau de ninsoare cu
caracter continuu și liniștită, au baza destr ămată datorită căderii
precipitațiilor. Ecraneaz ă
în totalitate Soarele, datorit ă grosimii lui
destul de mare. Nimbostratus acoperă regiuni vaste și are o extindere
mare pe verticală . Are în componen ța lui pic ături de ap ă (adesea
subrăcită, uneori cristale și fulgi de z ăpadă). De obicei, ace ști nori se
formează din Altostratus, care se îngroa șă și se îndesesc treptat.
7. Stratocumulus (Sc nume compus din stratus și cumulus) sunt
sub formă de banc, gr ămadă sau pătură de nori gri sau albicioș i cu
unele părți întunecate sub form ă de rulouri, care pot fi sau nu sudate
între ele. Sunt alc ătuiți din picături de ap ă sau din z ăpadă grăunțoasă.
Sunt norii cei mai frecven ți, mai ales iarna, când acoper ă cerul zile
întregi, dar de și apoși, nu dau ploi decât foarte rar și cu o intensitate și
cantitate redus ă.
8. Stratus (St de la latinescul stratus , participiul trecut al
verbului sternere, care înseamn ă întindere, etalare, aplatizare) sunt
norii cei mai joș i (100-400 m) sub form ă de pânză noroasă, în general
de culoare cenu șie, cu baza destul de uniform ă, fiind deseori
asemănători cu o cea ță înaltă. Se compun din mici pic ături de ap ă, iar
iarna din mici particule de ghea ță, ceea ce dau vremii un aspect ce țos.
La orele amiezii ace știa se sub țiază și dispar sub form ă de bancuri de
ceață purtate de vânt. Din ei pot c ădea precipita ții slabe, sub form ă de
burniță, zăpadă grăunțoasă sau ace de gheață . Adeseori, ei se formeaz ă
și dispar în aceea și regiune, fiind denumi ți și nori local i.
9. Cumulus (Cu de la latinescul cumulus care înseamn ă grămadă,
stivuire, îngr ămădeală) sunt nori gro și sub form ă de movile, cupole
sau turnuri, având contur bine delimitat și care se dezvolt ă mai mult pe

133verticală. Sunt de culoare alb-stră lucitoare, iar baza lor este întunecată
și mai mult orizontală și apar prin curenț ii de convec ție (pe litoral,
formarea norilor este favorizată de brize). De obicei, ace ști nori nu dau
precipitații, iar dac ă acestea se formează apar sub forma unor pic ături
izolate de ploaie. Ca specii, putem cita: humilis (de dimensiuni mici,
sub forma unor gr ămezi mărunte și cu o slab ă dezvoltare pe vertical ă;
din latinescul humilis , care înseamn ă puț in înalt, de talie mic ă),
mediocris (au extindere vertical ă moderat ă, cu vârfurile mai bine
dezvoltate; din latinescul mediocris care înseamn ă mijlociu, categorie
medie), congestus (au o extindere vertical ă mare, conturul bine definit
și sunt într-o continu ă frământare, prin contopirea mai multor specii de
congestus se formeaz ă munți de culoare alb ă-stălucitoare, care
clocotesc și pot genera precipita ții sub form ă de averse în zonele
tropicale; din latinescul congestus participiul trecut al verbului
congere , care înseamn ă a îngră mădi, a stivui, a acu mula). Când
dezvoltarea pe vertical ă este intens ă norii Cumulus se transform ă în
Cumulonimbus .

Fig. 46. Nori cu mare dezvoltare vertical ă de tip Cumulonimbus

13410. Cumulonimbus (Cb) nume compus din cumulus și nimbus
sunt nori den și, groși, de culoare închis ă-plumburie la baz ă și
albicioasă la vârf, sau cu extindere plat ă sub forma unei nicovale. Au
extindere verticală mare până la înălțimi de10-12 km, iar la tropice 15
km și chiar mai mult. Au forma unor mun ți sau turnuri enorme, cu o
bază ce cuprinde o suprafa ță vastă. Precipita țiile căzute din acest tip
de nori sunt sub form ă de averse și de obicei înso țite de fenomene
orajoase (furtuni, vijelii, fulgere). Speciile mai importante sunt: calvus
(din care cad precipita ții sub form ă de averse și nu prezint ă aspect
fibros sau striat; din latinescul calvus , care înseamn ă chel, ceva jupuit,
despuiat), capillatus (caracteristic prin structura fibroas ă, iar partea
superioară se prezint ă ca un evantai; din latinescul capillatus , care
înseamnă păros, derivat de la capillus , care înseamn ă păr, coadă de
cometă) ș.a. (fig. 46).

6.7. Nebulozitatea și durata de str ălucire a Soarelui

Sunt două elemente meteorologice importante care se afl ă într-o
strânsă interdependență .

6.7.1. Nebulozitatea
Reprezint ă gradul de acoperire cu nori a boltei cere ști. Ea este
important ă în practica meteorologic ă, îndeosebi în prognozele
meteorologice, unde sistemele noroase sunt urm ărite prin imagini
satelitare și cu ajutorul radarului. Este, de asemenea, important ă în
schimbul radiativ-caloric al sistemului Soare-Atmosfer ă-Pământ,
modificând valorile acestuia, și în cercetă rile climatologice,
agrometeorologice și biometeorologice.
Se apreciaz ă prin zecimi de cer acoperit, valoarea ei minim ă
fiind 0 în cazul cerului senin și maximă în situația unui cer complet
acoperit cu nori. Pentru situa țiile intermediare valorile ei se noteaz ă,
prin aprecierea observatorului, cu cifre corespunz ătoare de la 1 la 9. În
funcție de aceste valori pot fi apreciate gradul de nebulozitate și
semnifica ția zilelor (tabelul 21).
Nebulozitatea poate fi parțială sau i nferioară atunci când se fac
aprecieri asupra norilor inferiori, și totală, pentru aprecierea tuturor
genurilor de nori.

135Tabelul 21. Semnificaț ia zilelor dup ă valoarea nebulozit ății

Nebulozitatea (valori medii) Semnifica ția zilelor
0-3,5 senine
3,6-7,5 noroase
7,6-10 acoperite

6.7.1. 1. Varia țiile nebulozit ății
Ca orice element meteorologic, nebulozitatea prezint ă variații
diurne și anuale în func ție de anumi ți factori fizico-geografici:
structura și particularit ățile suprafe ței active, momentul zilei și al
anului, latitudinea geografic ă, dar ș i antropici: poluarea atmosferei.
Variațiile diurne. Sunt determinate de zona climatic ă, anotimp,
regimul temperaturii și umezelii aerului deasupra unei anumite
suprafețe active, ce î și are proprietăț ile ei caracteristice și, bineînțeles,
de tipurile de nori forma ți.
În zonele de clim ă temperat ă, vara, oscila ția diurnă a
nebulozității pe continente, prezint ă două maxime: unul principal,
după amiaza (datorit ă convecției puternice a aerului ș i apariției norilor
cumuliformi) și altul secundar, înainte de r ăsăritul Soarelui
(determinat de norii stratiformi ce se formeaz ă noaptea datorit ă
radiației terestre). Între aceste dou ă maxime din timpul zilei se produc
două m inime (înainte de amiază și către seară). Iarna, datorită slăbirii
accentuate a convec ției termice din timpul zilei și predomin ării norilor
stratiformi forma ți în timpul nopț ii, nebulozitatea prezint ă doar un
maximum diminea ța și un minim c ătre seară (fig. 47).
În zona de clim ă caldă, pe continente, nebulozitatea
înregistreaz ă un singur maximum între orele 12-14, f ără apariț ia celui
de-al doilea datorit ă neformării norilor stratiformi în timpul nop ții.
Deasupra oceanelor și mărilor varia ția diurnă a nebulozit ății se
prezintă invers celei de deasupra uscatului. Astfel, în timpul zilei se
dezvoltă norii stratiformi, iar convec ția termică ce apare noaptea, când
apa este mai cald ă decât aerul, creeaz ă un maximum în cea de a doua
parte a acesteia.
În zonele montane, evolu ția diurnă a nebulozit ății depinde de
modul de înc ălzire și răcire a versan ților și văilor. În tim pul verii,
dimineața este senin, convec ția termo-orografic ă, ce apare treptat ca
urmare a înc ălzirii suprafe ței active, determin ă apariț ia unui maximum
al nebulozit ății în orele amiezii. În timpul nop ții cerul se însenineaz ă
treptat datorit ă slăbirii în intensitate a mi șcărilor ascendente
convective ale aerului și predomină rii celor descendente.

136 zecimi
Fig. 47. Regimul diurn al nebulozit ății la Bucure ști-Băneasa.
Sursa: Dumitrescu, 1973

Variațiile anuale ale nebulozităț ii. Regimul anual al
nebulozității depinde de latitudinea geografic ă, de condi țiile climatice
generale ș i de influen țele locale.
La latitudinile medii , se remarc ă o valoare maxim ă în timpul
iernii și o valoare minim ă în perioada cald ă a anului (fig. 48). În
Europa, maxima de iarn ă se datoreaz ă activității ciclonice foarte
intense, care determin ă o nebulozitate de tip frontal, legat ă de
succesiunea rapid ă a fronturilor atmosferice înso țite de o gam ă diversă
de tipuri de nori. Valoarea minim ă din a doua parte a verii și din
timpul toamnei este în strâns ă legătură cu formarea norilor
cumuliformi, de convec ție, care apar destul de rar. În interiorul marilor
suprafețe continentale deasupra c ărora, iarna, predomină un regim
anticiclonic caracterizat prin descenden ța aerului, valoarea maxim ă a
nebulozității apare vara și toamna, iar cea minim ă, iarna.
Pe suprafe țele oceanice de la latitudinile mijlocii ș i superioare
apar o maxim ă de vară sau toamn ă și o minim ă de primăvară.
La latitudinil
e subtropicale , nebulozitatea este minim ă vara,
când predomin ă regimul anticiclonic și maximă iarna, când activitatea
ciclonică este mai frecvent ă.

137Fig. 48. Regimul anual al nebulozit ății la Bod.Sursa: Dumitrescu, 1973
Fig. 49. Reprezentarea izopletar ă a nebulozit ății la Bucure ști.
Sursa: Dumitrescu, 1973

La latitudinile tropicale , dominate de prezen ța vânturilor alizee,
maximum nebulozit ății este vara ș i minimum iarna. În regiunile în 7
8
9
10
11
121314
15
16
17
1819
20
I II III IV V VI VII VIII I
X X XI XIIh
7,5
7,0
3,0
4,0
5,0
7,0
6,0
7,5
8,0
4,0
6,16,16,56,8
5,0
3,0
3,55,56,2
5,0
6,26,0
5,96,0
3,5

138care predomin ă circulația musonic ă, regimul anual al nebulozit ății este
același, dar mai bine individualizat.
În zonele înalte montane din clima temperat ă, nebulozitatea
minimă este iarna, când în v ăi se formeaz ă norii stratiformi datorit ă
inversiunilor de temperatur ă, și este maxim ă vara datorit ă
predomină rii convec ției termice și formării norilor cumuliformi. O
excepție apare pe versan ții aflați în calea maselor de aer și vânturilor
dominante, unde maximum de nebulozitate poate ap ărea și iarna
datorită convecției orografice.
Reprezentarea grafic ă sub forma izopletelor a valorilor medii
orare, lunare și anuale ale nebulozit ății pune ș i mai bine în eviden ță,
tridimensional, evoluț ia nebulozit ății (fig. 49).

6.7.2. Durata de str ălucire a Soarelui

Reprezint ă intervalul orar de timp din cursul zilei în care razele
Soarelui ajung direct într-un punct dat de pe suprafa ța terestră. Ea se
exprimă în ore și zecimi de or ă. Datorită for mării norilor care
ecranează radiația solară din timpul zilei, în meteorologie se folosesc
durata posibil ă zilnică de strălucire a Soarelui ș i durata efectiv ă de
strălucire a Soarelui.
Durata posibil ă de strălucire a Soarelui reprezint ă timpul scurs
dintre răsăritul și apusul Soarelui în care razele solare ar putea atinge
suprafața terestră dacă nu ar întâlni obstacolul format de nori. Ea se
calculează astronomic în func ție de latitudinea locului respectiv și de
perioada anului.
Durata efectiv ă zilnică de stră lucire a Soarelui reprezint ă
intervalul dintre r ăsăritul și apusul Soarelui în care razele solare vin în
contact direct cu suprafa ța terestră într-un anumit loc. În situa ția unei
zile complet senine, durata posibil ă este egal ă cu durata efectiv ă de
strălucire a Soarelui.
Raportul dintre durata efectiv ă de stră lucire a Soarelui (d) și
durata posibil ă (D) reprezint ă fracția d e insola ție și se exprim ă în
procente, conform rela ției:
Valoarea frac ției de insola ție arată cât la sut ă din durata posibil ă
strălucește, efectiv, Soarele și depinde de pozi ția geografic ă a
punctului pentru care se calculează .
%Ddf=

139În variație diurnă sau anuală , valoarea duratei de str ălucire a
Soarelui este strâns legat ă de valoarea nebulozit ății, când
nebulozitatea are valoare maxim ă, durata de stră lucire a Soarelui este
minimă și invers.

6.8. Precipitațiile atmosferice

Sunt produse finale ale condens ării și sublimării vaporilor de
apă, constituind totalitatea particulelor de ap ă lichidă și solidă care
cad din nori și ating suprafa ța Pământului. Pot fi sub form ă de:
ploaie, zăpadă, lapoviță, burniță, măzăriche, grindin ă etc. Împreun ă cu
depunerile pe suprafa ța terestră (roua, bruma, chiciura, poleiul etc.)
alcătuiesc hidrometeorii .

6.8.1. Geneza precipitaț iilor
Condițiile principale de formare a precipita țiilor sunt: creșterea
picăturilor și cristalelor
din nori , astfel ca ele s ă poată învinge
rezistența aerului și forța curenților ascenden ți, pentru a atinge
suprafața terestră . Creșterea componentelor din nori (care este cauza
principală a genezei) se realizeaz ă prin trei procese: condensarea sau
sublimarea direct ă a vaporilor de apă pe particule noroase,
contopirea particulelor din nori (coalescen ță) și givraj (ciocnirea
cristalelor de ghea ță cu picăturile de ap ă suprarăcită, care înghea ță și
formează granule de ghea ță (măzărichea, grindina). Acesta este un
fenomen deosebit de periculos în aeronautic ă.
Viteza de c ădere a particulelor depinde de m ărimea lor (tabelul
22) și ocilează între 0,3 m/s la o pic ătură de 0,1 mm diametru (în cazul
burniței) până la 8,0 m/s la o pic ătură cu diametrul de 5,0 mm (în
aversa puternic ă de ploaie). Fulgii de z ăpadă au o cădere m ult mai
mică, chiar în situa ția unei averse de z ăpadă.
Viteza de c ădere a particulelor de ap ă, gheață, grindină etc. este
totdeauna mai mare cu cât nivelul maxim de condensare al norilor este
situat la mari înă lțimi, unde temperatura scade mult sub 0 °C (exemplu
norii Cumulonimbus).
La latitudini mijlocii (unde este situat ă și țara noastr ă), ploaia și
zăpada au o genez ă comună în norii cu structur ă mixtă, instabilă
(Nimbostratus și Cumulonimbus). În situa ția în care cristalele de
gheață traverseaz ă, în căderea lor, un strat de aer cu o temperatur ă
pozitivă ei se topesc și ajung la sol sub form ă de ploaie. Când

140grosimea stratului de aer cu temperatur ă pozitivă este mai mic ă, fulgii
de zăpadă se topesc par țial, se amestec ă cu ploaia ajungând la sol sub
formă de lapovi ță (precipita ție mixtă). În timpul iernii, în situa ția unui
strat de aer cu temperaturi negative pe toat ă grosimea lui, cristalele de
gheață formate în partea superioară a norului se contopesc cu
picăturile suprară cite din partea central ă a coloanei de aer, cresc în
diametru și cad sub form ă de fulgi de z ăpadă (fig. 50).

Tabelul 22. Viteza de c ădere a pic ăturilor de ap ă lichidă în relație cu
diametrul lor

Diametru (mm) Tipul de ploaie Viteza (m/s)
0,1 burni ță 0,3
0,5 ploaie măruntă 3,5
1,0 ploaie obișnuită 4,4
1,5 ploaie obișnuită 5,7
2,0 ploaie intensă 5,9
3,0 ploaie torențială 6,9
4,0 avers ă 7,7
5,0 avers ă puternică 8,0
Sursa: Măhăra, 2001

Fig. 50 Condiț iile atmosferice necesare form ării
ploii, lapovi ței și ninsorii. Sursa.: Pop, 1988

t 0
zăpadă
t 0
zăpadă
t 0
ploaie
t 0
zăpadă
t 0
lapoviță

141În zona de clim ă caldă, de obicei, nivelul convec ției dintr-un nor
nu atinge izotermia de 0șC, astfel c ă, formarea ploii nu mai trece prin
faza de ghea ță.

Fig. 51. Formarea grindinei în norul Cumulonimbus. Forma unui bob de
grindină în secțiune transversal ă. Sursa: Dumitrescu, 1973

Zăpada și ploaia se pot forma și în norii Altostratus, tot cu
structură mixtă, însă puțin dezvolta ți pe verticală și, în consecin ță,
precipitațiile sunt slabe cantitativ, sub form ă de burni ță. În mod
frecvent, vara, ploaia care cade din astfel de nori se evapor ă până a
ajunge la sol, fenomenul fii nd cunoscut sub denumirea de virga. Tot în
norii cu structur ă mixtă se formeaz ă și măzărichea moale și tare.
Aceasta din urm ă reprezint ă forma de trecere c ătre grindin ă. Cele mai
bune condi ții de creștere și formare a boabelor de grindin ă se găsesc în
norii Cumulonimbus, unde gr ăunțele de măzăriche tare sunt purtate de
mai multe ori de curen ții ascenden ți de aer, foarte puternici, prin zona
superioară a norului. Pe acestea se depun straturi concentrice de
gheață prin sublimare și coagulare, m ărind diametrul acestora.
Greutatea și mărimea boabelor de grin dină depind de for ța și durata

142curenților convectivi din nor (fig. 51). Cu cât greutatea boabelor de
grindină este mai mare, cu atât viteza lor de c ădere, dar și de
distrugere, este mai mare, grindina fiind un fenomen meteorologic de
risc, cu efect mare de distrugere, mai ales în agricultur ă.

6.8.2. Clasificarea precipita țiilor

Se face dup ă diferite criterii: starea de agregare, geneză,
cantitatea de ap ă căzută, durată și intensitate.

6.8.2.1. Clasificarea dup ă starea de agregare

După acest criteriu, precipita țiile sunt lichide (ploaia, burniț a),
solide (zăpada, măzărichea, ploaia înghe țată, grindina, acele de
gheață) și mixte (lapovița).
Ploaia este format ă din picături de ap ă cu dimensiuni ce variază
de la 0,5 mm la 5 mm în diametru. Densitatea și diametrul pic ăturilor
de ploaie depind de tipul de nori din care cad. Ploaia cu pic ături mici
și rare cade din nori mijlocii și înalți care, uneori, se poate evapora
până să ajung la sol. Ploaia cu pică turi mari și foarte dese cade din
norii cu mare dezvoltare pe vertical ă (Cu congestus și Cb).
Burnița este o precipita ție alcătuită din particule foarte fine de
apă cu diametrul sub 0,5 mm, cu densitate mare ce cade din norii
stratiformi (Stratus și uneori Stratocumulus).
Zăpada este o precipita ție solidă formată din cristale fine de
gheață ramificate sau neramificate, a c ăror mărime depinde de
condițiile de condensare ș i sublimare a vaporilor de ap ă.
Temperaturile negative nu prea scă zute favorizeaz ă formarea fulgilor
de zăpadă, iar la cele foarte sc ăzute fulgii nu se formeaz ă.
Măzărichea este o precipita ție solidă sub form ă de granule mate,
sfărâmicioase cu aspect de z ăpadă (forma moale ) sau sub form ă de
grăunțe de ghea ță sferice, parț ial transparente cu un miez albicios opac
(forma tare). Când boabele de
măzăriche moale au un diametru sub
1 mm, ea se transform ă în zăpadă grăunțoasă și cade iarna din norii
stratiformi, și este un echivalent al burni ței de toamn ă.
Ploaia înghe țată este o precipita ție lichidă care înghea ță înainte
de a ajunge la sol, trecând printr-un strat de aer cu temperatur ă
negativă, în situația inversiunilor de temperatur ă.
Grindina este o precipita ție solidă alcătuită din granule de
gheață de diferite forme, cu diametre variabile, în func ție de condi țiile

143de geneză. Cade numai din norii de tip Cumulonimbus și poate atinge
un diametru incredibil între 4 cm și 9,3 cm, cea mai mare granul ă de
gheață măsurată până în prezent pe glob (M ăhăra, 2001).
Acele de ghea ță sunt cristale de ghea ță foarte mici, sub form ă de
solzi sau bastona șe. Se formeaz ă iarna și pot pluti mult timp în aer.
Norii Cirrus, cei mai înal ți, sunt alc ătuiți din cristale asem ănătoare.
Lapovița este o precipita ție mixtă alcătuită din picături de ap ă și
fulgi de z ăpadă și reprezint ă o fază intermediar ă în procesul de
formare a ploii sau z ăpezii.

6.8.2.2. Clasificarea precipitaț iilor după geneză

După formarea lor, precipitaț iile sunt: convective, frontale și
orografice.
Precipitațiile convective sun t cele care provin în urma proceselor de
convecție termică generate prin ascensiunea puternic ă a aerului înc ălzit la
suprafața terestră (a oceanelor și continentelor). Sunt ploi locale cu caracter
de aversă, specifice zonei ecuatoriale în tot cursul anului și zonelor
temperate în anotimpul cald în orele amiezii. Cad din norii cu mare
dezvoltare vertical ă, Cumulus congestus și Cumulonimbus.
Precipitațiile frontale sunt specifice sistemelor noroase care
însoțesc fronturile atmosferice. Din norii frontului cald cad precipita ții
de lungă durată și bogate cantitativ, care se produc înaintea liniei
frontului, pe distan țe apreciabile. Frontul rece este înso țit de
precipitații care cad pe o zon ă îngustă însă abundente cantitativ și de
scurtă durată sub form ă de aversă, acompaniate de oraje.
Acest tip de precipita ții mai sunt cunoscute și sub denumirea de
ciclonale , deoarece sunt specifice forma țiunilor barice depresionare.
Precipitațiile orografice sunt determinate de ascensiunea rapid ă,
forțată a aerului umed pe versan ții munților și dau cantit ăți mari sub form ă
de averse înso țite de desc ărcări electrice. În zonele muntoase aflate
perpendicular în calea maselor de aer foarte umede venite de pe ocean, precipitațiile orografice însumeaz ă cele mai mari cantit ăți de apă de pe glob
(ex. Himalaya, la poalele versantului sudic, în climat musonic se
înregistreaz ă polul ploilor – Cerapundji, 12.000 mm anual).

6.8.2.3. Clasificarea dup ă cantitatea de ap ă și durată

Conform acestui criteriu, precipita țiile pot fi: de lung ă durată și
abundente, de lung ă durată și puțin abundente, de scurt ă durată și
abundente, de scurt ă durată și puțin abundente.

144Precipitațiile de lung ă durată și abundente sunt caracteristice
anotimpului de toamn ă și în zonele montane în alte. Sunt cunoscute
sub numele de „ploi moc ănești” și durează cel puțin 6 ore, Cantitatea
minimă de apă pe care pot să o dea este de 0,5 l/or ă. Sunt precipita ții
ale frontului cald și cad din norii Altostratus și Nimbostratus.
Precipitațiile de lung ă durată și puțin abundente se numesc
burnițe și sunt alc ătuite din pic ături foarte fine de ap ă, mai frecvente
în perioada rece a anului. Cad, de obicei, din nori stratiformi.
Precipitațiile de scurt ă durată și abundente se numesc averse și
sunt caracteristice perioadei calde a anului. Cad din norii
Cumulonimbus, încep și se sfârșesc brusc, sunt înso țite de oraje și dau
cantități mari de ap ă.
Precipitații de scurt ă durată și puțin abun dente se numesc bure de
ploaie sau fulguieli , în funcție de anotimp. Cad din norii de tip Stratus.

6.8.2.4. Clasificarea precipitaț iilor după intensitate

Intensitatea (i) unei precipita ții reprezint ă raportul dintre
cantitatea de ap ă (q) în mm și durata de timp (t) în care a c ăzut și se
calculează conform rela ției:

După acest criteriu precipita țiile pot fi: torenț iale și netorențiale.
Torențiale sunt precipita țiile care dep ășesc o anumit ă limită de
intensitate care variaz ă de la o zonă geografic ă la alta (tabelul 23).
Netorențiale sunt toate tipurile de precipita ții care nu se
încadreaz ă în prima categorie.

Tabelul 23. Limitele de toren țialitate ale ploilor în România

Durata (minute) Intensitatea (mm/min) Cantitatea minim ă (mm)
1-5 1,00 5,0
6-15 0,80 12,0
16-30 0,60 18,0
31-45 0,50 22,5
46-60 0,40 24,0
61-120 0,30 36,0
121-180 0,20 36,0
> 180 0,10 36,0
Sursa: Măhăra, 2001 orammsautqmmimin=

1456.8.3. Regimul precipitaț iilor

Precipitațiile atmosferice sunt elementul meteorologic cu cea mai
mare variabilitate neperiodic ă, determinat ă de o serie de ca uze generale, dar
mai ales locale, de circula ție a aerului troposferic, ș i fizico-geografice. Ele
prezintă variații zilnice ș i anuale, care le imprim ă un anumit tip de regim
pluviometric. Deci, regimul precipita țiilor sau pluviometric reprezint ă
totalitatea caracteristicilor pe care le au precipita țiile în cursul unei zile și al
unui an, în special distribu ția lor în timp. Regimul pluviometric este definit
prin anumite m ărimi.

6.8.3.1. M ărimile care caracterizeaz ă regimul pluviometric
Sunt: • cantitatea de precipita ții în mm strat de ap ă sau l/mp;
• zi cu precipitaț ii- pp ≥ 0,1 mm;
• intensitatea precipita țiilor-cantitatea de precipita ții în unitatea
de timp pe unitatea de suprafa ță (l/mp/min.);
• cantitatea maxim ă căzută în 24 ore;
• numărul zilelor cu anumite cantit ăți de precipita ții;
• frecvența zilelor cu anumit
e forme de precipita ții.
Zilele cu sau f ără precipita ții se pot grupa în serii de zile
consecutive și pot reprezenta:
1. perioada ploioas ă = intervalul de timp în care a plouat în
fiecare zi sau în majoritatea zilelor.
2. perioada de usc ăciune = intervalul de cel pu țin 5 zile
consecutive fă ră precipita ții.
3. perioada secetoas ă = intervalul de cel pu țin 10 zile
consecutive f ără precipita ții (aprilie-octombrie) și cel puț in 14 zile
consecutive (octombrie-martie).

6.8.3.2. Regimul pluviometric diurn

Variația zilnică a cantităț ilor de precipita ții diferă în funcție de
suprafața activă (uscat sau ap ă), în func ție de care exist ă tipul
pluviometric diurn continental și tipul pluviometric diurn maritimo-
oceanic.
Tipul continental prezintă două maxime: diminea ța (de radia ție)
și după am iaza (de convec ție). În timpul verii maximul principal este
cel de convec ție, iar iarna, cel de radia ție. La latitudinile temperate,

146unde exist ă o activitate ciclonic ă intensă, această variație diurnă a
precipitațiilor poate fi perturbat ă și complicat ă de activitatea
sistemelor noroase ce înso țesc fronturile atmosferice și de
precipitațiile aferente fiec ărui tip de front atmosferic.
Tipul maritim-oceanic prezintă un maximum noaptea și un
minimum ziua, strâns legate de modul diferit de înc ălzire a suprafe ței
active. Noaptea apa este mai caldă decât aerul, se dezvolt ă convecția și
condensarea vaporilor de ap ă, iar ziua apa este mai rece decât aerul și
predomină curenții descenden ți de aer ce se opun convec ției termice.

6.8.3.3. Regimul pluviometric anual

Prezintă, în principal, distribu ția cantitativ ă a precipita țiilor în
timpul unui an sub forma mediilor lunare și anuale pe perioade lungi
de timp. Regimul pluviometric anual depinde de circula ția general ă a
aerului troposferic ș i de condi țiile locale fizico-geografice. Pe
suprafața globului se disting urm ătoarele tipuri principale de regim
pluviometric: ecuatorial, subecuatorial, tropical, tropical de șertic,
tropical musonic, mediteranean, te mperat oceanic, temperat musonic,
temperat continental, polar continental, polar oceanic2 (fig. 52) .
Tipul pluviometric ecuatorial aparține regiunilor situate în
vecinătatea ecuatorului geografic, pân ă la latitudinea de 10șN și S.
Este caracterizat prin precipita ții abundente în tot cursul anului.
Totuși, se pot observa dou ă perioade maxime la cele dou ă echinocții
când convec ția termic ă este mai puternic ă. De asemenea, se
evidențiază și două ușoare minime imediat dup ă cele două solstiții.
Tipul pluviometric subecuatorial cu precipita ții mai reduse
cantitativ în compara ție cu tipul ecuatorial. Apare chiar o perioad ă
secetoasă între cele dou ă maxime echinoc țiale. Este un tip de regim
care face tranzi ția de la cel ecuatorial c ătre cel tropical.
Tipul pluviometric tropical prezintă o singură perioadă ploioasă
de vară, rezultată prin contopirea celor două echinocțiale din tipul
ecuatorial și o perioadă secetoasă care poate fi chiar de 6 luni.
Tipul pluviometric tropical de șertic apare la latitudinile de 20-
30ș N ș i S, c u o scădere pronunț ată a cantităț ilor de precipita ții, sub
250 mm anual și o distribu ție temporală foarte neregulat ă.

2 Tipurile de regim pluviometric specifice zonelor de clim ă vor fi
analizate am ănunțit în partea a doua a cursului – Climatologie general ă.

147

Fig. 52. Tipuri de regim pluviometric anual. Sursa: Pop, 1988
300mm
200
100
0FORT PORTAL (UGANDA)
1467 mm/an
a
300mm
200
100
0BATHURST (GAMBIA)
1222 mm/an
b400500
300mm
200
100
0BOMBAY (INDIA)
2078 mm/an
f400500600700800
mm
200
100
0VALETTA (MALTA)
528 mm/an cMm
200
100
0MUKDEN (R.P. CHINEZ ) Ă
676 mm/ang
mm
200
100
0VERHOIANSK ( ) RUSIA
128 mm/an hmm
200
100
0STORNOWAY HEBRIDE ()
1267 mm/an d
mm
200100
0MOSCOVA (RUSIA)
587 mm/ane mm
200100
0BARENTSBURG (SPITZBERGEN)
354 mm/ani
I
FMAMII A SOND IFMAMII A SOND

148Tipul pluviometric tropical musonic este asem ănător celui
tropical, maxima și minima pluviometric ă fiind condi ționată de
musonul de var ă și, respectiv, de iarnă . Precipita țiile din anotimpul
ploios pot atinge îns ă cantități impresionante.
Tipul pluviometric mediteranean este specific bazinului M ării
Mediterane și se caracterizeaz ă prin dou ă perioade total diferite în
timpul anului: una ploioas ă iarna ș i alta secetoas ă vara, determinate de
activitatea ciclonic ă sau anticiclonic ă .
Tipul pluviometric temperat oceanic caracterizeaz ă
arhipelagurile și insulele, dar și regiunile vestice ale continentelor din
zona de clim ă temperat ă. Predominante sunt masele de aer umed
oceanic transportate de vânturile predominante și activitatea ciclonic ă
intensă. Precipita țiile sunt distribuite în tot cursul anului, cu un
maximum în lunile de toamn ă-iarnă și cu un minimum vara, fă ră a
apărea perioade secetoase.
Tipul pluviometric temperat musonic este specific latitudinilor
mijlocii unde predomin ă o circula ție musonic ă determinat ă de
încălzirea diferit ă a uscatului și apei și apariția unor diferenț e de
presiune între cele dou ă suprafețe active care duc la formarea
musonilor. În lunile de var ă ale fiecărei emisfere ac ționează musonul
de vară, oceanic, cu cantit ăți mari de precipita ții, iar în cele de iarn ă
acționează musonul continental care transport ă mase de aer cu
umiditate sc ăzută, musonul de iarn ă, înregistrându-se un minimum
pluviometric. Este specific regiunilor estice ale Asiei temperate.
Tipul pluviometric temperat continental este caracteristic
interioarelor continentelor, cu cantit ăți de precipita ții din ce în ce mai
reduse cu cât dep ărtarea de ocean este mai mare, c ăpătând o anumit ă
nuanță de excesivitate. Se observă un maximum pluviometric vara și un
minimum iarna. Vara precipita țiile sunt, în general, de natur ă convectiv ă,
iar iarna se formează pe linia fronturilor atmosferice. Între tipurile de regim
pluviometric oceanic și continental există tipuri de tranzi ție (fig. 53),
România încadrându-se în acest tip pluviometric anual.
Tipul pluviometric polar continental prezintă cantităț i anuale
reduse, datorit ă slabei activit ăți ciclonice , ap ărând totuși, un maximum
vara determinat de cre șterea umidităț ii în acest anotimp.
Tipul pluviometric polar oceanic este specific Arcticei și
Antarcticei și se caracterizeaz ă prin cantit ăți de precipita ții mai mari
decât în tipul continental, maximul de iarn ă fiind în jurul valorii de
100 mm, iar minimul apare vara, sub 5 mm.

149

Fig. 53. Regimul pluviometric temperat de tranzi ție (România-Buz ău)

6.9. Bilanțul umidit ății la suprafa ța Terrei

Principalele componente ale bilan țului general al umidit ății de la
suprafața Pământului sunt: precipita țiile, evapora ția și scurgerea.
Relația matematic ă ce exprim ă acest bilan ț poate fi scris ă sub forma:
B = P – (E + S),
în care:
B = bilanțul umidității
P = precipita ții
E = evapora ția
S = scurgerea

Pe suprafa ța oceanului planetar se evaporă anual 452.600 km3 de
apă, mai mult decât cantitatea de precipita ții căzută, iar de pe suprafa ța
continentelor se evapor ă numai 72.500 km3 la o sum ă anuală de
precipitații de 113.500 km3, diferenț a fiind aceea și în ambele situa ții,
41.000 km3, ea reprezentând volumul de apă scurs prin re țeaua
hidrografic ă de pe continente în m ări și oceane (fig. 54). 020406080100
I II III IV V V I V II V III IX X Xi XIImm

150

Fig. 54. Bilan țul umidității la suprafaț a Pământului. Sursa: Pop, 1988

Nivelul oceanului planetar și cantitatea de ap ă din atmosfer ă sub
formă de vapori de ap ă sunt constante. Dar, având în vedere
schimbările climatice observate în prezent și cele posibil viitoare, în
situația în care emisiile de gaze cu efect de ser ă antropic nu vor fi
stopate, situa ția va fi cu totul alta, vor fi modific ări importante, și nu
în sens pozitiv, pentru planet ă3.

3 Amănunte în capitolul 7 din Climatologie general ă.
411.600 106.000
452.600 65.0007500
7500+
+
OCEANE CONTINENTERegiuni exoreice Regiuni endoreice41.000
1 2 3III

151
7. DINAMICA AERULUI

7.1. Presiunea aerului

Atmosfera se men ține în jurul P ământului datorit ă forței de
atracție gravita țională a acestuia și apasă asupra lui prin greutatea
proprie. Această forță de apăsare a aerului pe suprafa ța terestră se
numește presiune atmosferic ă sau presiunea aerului atmosferic .
Presiunea medie a aerului exercitat ă pe o suprafa ță de 1 cm2, în
situația temperaturii aerului egal ă cu 0șC, la latitudinea de 45ș și
nivelul 0 al m ării este egală cu presiunea exercitat ă de o coloan ă de
mercur (Hg) înaltă de 760 mm cu sec țiunea de 1 cm2. Această valoare
este considerat ă presiunea atmosferic ă normală și este egal ă cu 1033,3
gr,f/cmp. Ea se exprim ă în mm Hg (milimetri coloan ă de mercur), în
mbar sau mb (milibari).
Presiunea totală a atmosferei este de 52 1014 t.f., în timp ce
asupra unui om de în ălțime medie este echivalent ă cu 17 000 t.f.
Ca orice element meteorologic, presiunea aerului prezint ă
variații, care sunt determinate de înc ălzirea inegală a suprafe ței
terestre, de deplasarea și schimbul maselor de aer în cadrul circula ției
generale a aerului atmosferic ș i de cauze strict locale. Pot fi temporale
spațiale, periodice și neperiodice (accidentale sau perturba ții).
Presiunea atmosferic ă variază conform gradientului baric, orizontal
sau vertical, care reprezint ă creșterea sau descreș terea presiunii
atmosferice între izobare4. Cu cât valoarea gradientului baric este mai
mare, sau mai mic ă, cu atât scade sau cre ște mai rapid sau mai lent
presiunea atmosferic ă.
Variațiile presiunii atmosferice sunt foarte importante în
meteorologie și sunt analizate zilnic în serviciile de prognoz ă a vremii.
Se întocmesc hă rți speciale prin intermediul izobarelor în care apare
tendința barică (barometric ă), se delimiteaz ă nucleele de sc ădere sau
creștere a presiunii numite nuclee izalobarice. Aceste varia ții barice
stau la baza aprecierii deplas ării maselor de aer, tras ării liniilor de
separație dintre mase de aer diferite ș i, astfel, se poate prevedea dac ă
vremea rămâne neschimbată , dacă se amelioreaz ă (tendinț a barică este
în creștere) sau dac ă se înră utățește (tendin ța barică este în sc ădere).

4 Linii ce unesc puncte cu aceea și valoare a presiunii atmosferice

1527.1.1. Variațiile temporale

Sunt periodice, zilnice și anuale ș i neperiodice sau accidentale.

7.1.11.Varia țiile periodice zilnice

Se mai numesc diurne și se petrec în timpul a 24 ore, cât are o zi.
Ele prezintă o dublă oscilație, cu două maxime în jurul orelor 10 și 22
și două minime în jurul orelor 4 și 16 (fig. 55).

Fig. 55. Regimul diurn al presiunii atmosferice la diferite latitudini.
Sursa: Dumitrescu, 1973

Diferența dintre maxima de diminea ță și minima de dup ă amiază
se numește amplitudine zilnic ă a presiunii, iar cea dintre maxima de
seară și minima de diminea ță se numeș te amplitudine nocturnă a
presiunii. Aceste amplitudini depind de latitudine (în zona
intertropicală sunt mai mari, 3-4 mb, scad spre zonele temperate, 0,3-
06 mb, iar la poli sunt neglijabile). La latitudinile temperate și polare,
activitatea intens ă a sistemelor barice principale (cicloni și anticicloni)
perturbeaz ă variațiile periodice ale presiunii atmosferice.
Dubla oscila ție diurnă a presiunii poate fi de natur ă termică sau
dinamică. Variația diurnă a presiunii este influen țată și de caracterul
suprafeței active (ap ă, uscat, altitudinea reliefului). De exemplu, în
zonele înalte montane, nu se mai înregistreaz ă minima de zi din cauza Presiunea în mb.
2468 1 0 1 2 1 4 1 6 1 8 2 0 2 2 2 4 h60 lat.
50 lat.
40 lat.
20 lat.
0 lat.

153convecției puternice care transport ă mari cantit ăți de aer c ătre zonele
înalte (fig. 56). În regiunile joase, de câmpie, situa ția se prezint ă
invers (fig. 57).

Fig. 56. Regimul presiunii atmosferice la Vf. Omu (Mun ții Bucegi)

Fig. 57. Regimul presiun ii atmosferice la Bucure ști 1010,0
1009,5
1009,5
0IULIE
1009,5
1004,5
1004,0
1003,5
1003,0IANUARIE
1004,01005,0
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 01 11 21 31 41 51 61 71 81 92 02 12 2 2 3 2 4 h
753,0
752,5IULIE
753,2753,5754,0
741,0
740,5
740,0IANUARIE
740,7741,5
12 3456 789 1 0 11 12 131415 16 1718 19 20 21 22 2324 hmb
mb

1547.1.1.2.Varia țiile periodice anuale

Depind de latitudine, anotimp, natura suprafe ței active (continente,
oceane). La ecuator se formeaz ă o zonă cu presiune sc ăzută (759-757 mm
Hg) numită talveg depresionar, încadrat la N și S de zone cu presiune
ridicată numite centuri subtropicale de înaltă presiune, pân ă la 30ș latitudine
N și S, după care urmeaz ă două centuri de presiune coborâtă care se extind
către zonele arctice ș i antarctice (739 mmHg). Dincolo de acestea, în zonele
polare, apar centre permanente de înalt ă presiune (anticicloni mobili polari-
A.M.P. din teoria circula ției Leroux, 1996). Legat de anotimp și de
existența apă –uscat, deasupra continentelor apare un maximum iarna și un
minimum vara, deasupra oceanelor situaț ia fiind invers ă. În altitudine,
variația presiunii depinde de gradientul termic vertical care are un rol
important în reparti ția altitudinal ă sezonieră a presiunii atmosferice. În
regiunile de câmpie, maximum barometric se înregistreaz ă în perioada rece
a anului, iar în regiunile înalte montane, în perioada cald ă a anului (fig. 58).

Fig. 58. Regimul anual al presiunii atmosferice la diferite altitudini

În funcție de acești factori se disting patru tipuri fundamentale
de variație anuală a presiunii atmosferice:
– continental
– oceanic
– polar și subpolar
– montan 1012
1010
1008
1006
1004
1002
I II II IV V VI VII VIII IX X XI XIIBUCURE ȘTI – BĂNEASA (92 m)
SINAIA (879 m)
928
926
924
922
920
918
I II II IV V VI VII VIII IX X XI XII896
894
892
890
888
886
I II II IV V VI VII VIII IX X XI XIIPREDEAL (1093 m)
748
746
744
742
740
738
I II II IV V VI VII VIII I XX XI XIIVF. OMU (2509 m)
750752

155Tipul continental este bine eviden țiat deasupra continentelor cu
mare extensiune geografic ă din zona temperat ă (Europa, Asia,
America de Nord). În timpul iernii, r ăcirea aerului permite formarea
unor vaste arii anticiclonale de presiune sc ăzută, iar în timpul verii,
încălzirea accentuat ă a uscatului și temperatura ridicat ă a aerului duc
la formarea unor arii de minim ă presiune. Astfel, în tipul continental
de distribu ție anuală a presiunii aerului se înregistreaz ă un maximum
iarna și un minimum vara. O astfel de distribu ție este specific ă și
periferiei continentului asiatic, unde exist ă o intens ă circulație
musonică. Amplitudinea medie anual ă (diferența dintre maxim ă și
minimă) este foarte mare, de 37, 3 mbar în Asia Central ă.
Tipul oceanic prezintă două variante în func ție de latitudine. La
latitudini tropicale este slab eviden țiat cu amplitudini ce nu dep ășesc
2-3 mbar. În regiunile temperate, se caracterizeaz ă printr-o distribu ție
aproximativ invers ă tipului continental prezentând o dubl ă variație, cu
două maxime, vara și iarna, și două mini me, toamna și primăvara.
Amplitudinea medie anual ă este mai mic ă decât în tipul continental,
oscilând între 5 mbar și 6 mbar. În regiunile polare apar o maxim ă
barometric ă la începutul verii și o minim ă iarna. Amplitudinea medie
anuală oscilează în jurul valorii de 19 mbar.
Tipurile polar și subpolar prezintă o maxim ă primăvara și o
minimă iarna, când predomin ă o intens ă activitate ciclonic ă.
Amplitudinea medie anual ă este destul de ridicat ă, 5-12 mbar.
Tipul montan se caracterizeaz ă printr-o maxim ă în timpul verii,
cu gradien ți barici verticali mai mici și o minim ă iarna, cu gradien ți
barici verticali mai mari.

7.1.1.3. Varia țiile temporale neperiodice

Se mai numesc și perturbaț ii și pot apărea de la o zi la alta
determinate de temperatura aerului și de activitatea sistemelor barice
(cicloni și anticicloni mobili).
În cadrul acestei varia ții neperiodice a presiunii atmosferice se
înregistreaz ă valori extreme . Pe glob maxima absolută (107 8,3 mb)
s-a înregistrat în luna ianuarie a anului 1990 la Barnaul în Siberia (Anticiclonul Siberian), iar valoarea minim ă absolută (884 mb) la
Murato în Japonia, în septembrie 1934 (în timpul unui taifun).
În țara noastr ă extremele barice sunt cuprinse între 1059,4 mb la
Sulina în 24 ianuarie 1907 și 980 mb în 12 martie 1930 în centrul țării.

1567.1.2. Variațiile spațiale

În spațiu presiunea atmosferic ă variază în plan vertical și
orizontal.

7.1.2.1. Varia ția presiunii cu înă lțimea

Presiunea atmosferic ă scade cu în ălțimea, deoarece masa
atmosferei se diminuează prin rarefierea aerului (fig. 59). Sc ăderea
este mai rapidă în atmosfera inferioar ă unde aerul este mai dens și mai
lentă în straturile superioare unde densitatea aerului este mai mic ă.
Presiunea scade mai repede într-o mas ă de aer rece decât în una cald ă.

Fig. 59. Sc ăderea presiunii atmosferice cu în ălțimea. Sursa: Ciulache, 2002
Deci în zona intertropicală gradientul termic vertical fiind mai
mare decât în zonele polare, izobarele înclin ă de la tropice spre pol.
Presiunea se reduce la jumă tate la altitudinea de 5500 m și scade de 10
ori comparativ cu nivelul m ării la înălțimea de 18 400 m.
Pentru a reda sc ăderea presiunii atmosferice cu în ălțimea se
foloseș te gradientul baric vertical ; acesta indic ă scăderea presiunii pe
unitatea de în ălțime și se exprim ă prin relația:
npGΔΔ−=50
40
3020
10
0 200 400 600 800 1000 mbar
PresiuneaÎnălțimea, în km

157în care:
Δp = diferen ța de presiune între extremit ățile unei coloane
atmosferice,
Δn = diferen ța de înălțime.
Semnul minus indic ă scăderea gradientului baric cu cre șterea
altitudinii, adic ă orientarea de la presiune ridicat ă la presiune sc ăzută.
Distanța pe vertical ă în metri cu care creș te sau scade presiunea
atmosferic ă cu 1 mbar se nume ște treaptă barică (h) și se exprim ă
conform rela ției:
În care:
h = înălțimea
Δn = diferen ța de înălțime
Δp = diferen ța de presiune
Gradientul baric variaz ă proporțional cu presiunea, iar treapta
barică invers propor țional.

7.1.2.2.Varia ția presiunii aerului pe orizontal ă

Această variație este legat ă de încălzirea diferit ă a suprafe ței
terestre și
de deplasarea maselor de aer. Distribu ția presiunii
atmosferice se realizeaz ă pe hărți geografice pe care se înscriu
izobarele pentru h ărțile de la suprafa ța solului și hărțile suprafe țelor
izobarice la diferite niveluri standard din atmosfera liber ă. Pe hărți
izobarele sunt reprezentate prin linii curbe închise sau deschise
asemănătoare curbelor de nivel care redau la sol relieful, h ărțile
respective numindu-se h ărți ale reliefului baric , câmpului baric sau
hărți ale topografiei barice (fig.60).
pnhΔΔ=

158
Fig. 60. Harta reliefului baric
Sursa: Măhăra, 2001

Principalele forme barice sunt: ciclonii și anticiclonii5, care pun
în mișcare aerul atmosferic, motiv pentru care se mai numesc ș i centrii
de acțiune ai atmosferei . Ei sunt reprezenta ți pe hărți prin linii curbe
închise. Formele barice secundare sunt redate prin linii curbe deschise:
talvegul depresionar, culoarul depresionar, dorsala anticiclonic ă ,
șaua barometric ă, câmpul de presiune uniformă sau marea (mla știna)
barometric ă și apar pe h ărți între formele barice principale (fig. 61).
Ciclonul sau minimum barometric (D) este forma baric ă cu
presiune scă zută în care valorile scad de la periferie c ătre centru.
Într-un ciclon, în plan orizontal, curen ții de aer sunt convergen ți (de la
periferie spre centru), iar în plan vertical, suprafe țele izobarice se
curbează în jos, iar mi șcarea aerului se face ascendent, în sensul invers
acelor de ceas.

5 Vor fi analiza ți în amănunt în capitolul 9

159
Fig. 61. Forme ale reliefului baric. a) anticiclon; b) anticicloni cu șa barică
între ei; c) ciclon; d) anticicloni cu talveg depresionar între ei; e) dorsal ă
anticiclonic ă. Sursa: M ăhăra, 2001

Anticiclonul sau maximum barometric (M) este forma barică
opusă depresiunii ș i reprezint ă o arie cu presiune ridicat ă în care
valorile cresc de la periferie c ătre centru. Suprafe țele izobarice se
curbează în sus, iar curen ții aerieni sunt divergen ți, în plan orizontal,
și descenden ți, în plan vertical.
Talvegul depresionar este o prelungire a unui ciclon
reprezentat pe h ărți prin izobare deschise, situat între doi anticicloni.
Prezintă o axă centrală de-a lungul c ăreia presiunea atmosferic ă este
cea mai sc ăzută. Se deosebesc talvegul frontal , reprezentat printr-o
formă apropiată de litera V, cu vârful aproape întotdeauna orientat
spre ecuator, asociat cu un front cald, rece sau oclus, și talvegul
nefrontal , cu o form ă apropiată de litera U.

160Culoarul depresionar este o regiune cu presiune sc ăzută, mult
mai largă și mai lung ă decât talvegul, ce leag ă doi cicloni principali
mărginiți de o parte și de alta de valori ridicate de presiune.
Dorsala anticiclonic ă este o form ă barică alungită rezultată din
prelungirea unui anticiclon, în forma literei U sau V situat ă între dou ă
zone cu presiune sc ăzută. Prezintă o axă de simetrie în lungul c ăreia
presiunea are valoarea cea mai ridicat ă. Tipică este dorsala
anticiclonului siberian, care iarna produce geruri puternice și în sud-
estul României.
Șaua barometric ă este cuprins ă între două talveguri depresionare și
două dorsale anticiclonice sau între doi cicloni sau doi anticicloni a șezați
față în față. Din centrul șeii presiunea scade spre cele dou ă minime și crește
către cele dou ă maxime. Gradientul s ău baric orizontal este mic, ceea ce
determină vânturi slabe și cu direcții schi mbătoare.
Marea barometric ă este un câmp de presiune relativ uniform, cu
valori apropiate de presiunea normal ă, situație rar întâlnit ă în natură.

7.2. Vântul

7.2.1. Definiție și geneză

Vântul reprezint ă deplasarea în sens orizontal a aerului datorită
diferențelor de presiune. Se mai nume ște și miș care advectivă , spre
deosebire de mi șcarea vertical ă a aerului care formează curenții atmosferici
convectivi, ascendenț i sau descenden ți. Inegala reparti ție a presiunii
atmosferice se datorează unor cauze termice și dinamice. Diferenț ele de
temperatur ă creează densități diferite ale aerului care atrag diferenț e de
presiune – maxime și minime barometrice. Aerul se deplaseaz ă întotdeauna
de la centrele de presiune maxim ă către cele cu presiune minim ă.
Deplasarea aerului se face pân ă când diferen ța de presiune dintre dou ă
regiuni se echilibreaz ă și apare calmul atmosferic.
Existența curenților de aer din atm osferă determin ă diversitatea
fenomenelor meteorologice și schimb ările de vreme. Vântul ca
element meteorologic tinde s ă egalizeze diferenț ele de temperatur ă,
presiune ș i umezeal ă existente în atmosfer ă.

7.2.2. Forțele care ac ționează asupra aerului în miș care

Sunt: forța gradientului baric orizontal, for ța Coriolis, for ța de
frecare și forța centrifug ă.

161
7.2.2.1. For ța gradientului baric orizontal

Reprezint ă scăderea presiunii pe unitatea de distan ță în direcție
perpendicular ă pe izobare. Pe hă rți el este indicat prin s ăgeți orientate
totdeauna dinspre zona cu presiune ridicat ă spre cea cu presiune
scăzută (fig. 62). Valoarea sa este invers proporț ională cu distan ța
dintre izobare, cu cât izobarele sunt mai dese cu atât gradientul este
mai puternic, schimbarea de presiune este brusc ă și viteza vântului
este mare. În situa ția unor izobare distan țate mult, gradientul baric este
mic și viteza vântului mic ă.

Fig. 62. Gradientul baric orizontal și direcția vânturilor de suprafa ță în funcț ie
de dispunerea izobarelor.Sursa: M ăhăra, 2001

7.2.2.2. For ța Coriolis

Numită și forță deviatoare a mișcării de rota ție sau forță de
abatere arată că orice corp aflat în mi șcare liber ă suferă o abatere spre
dreapta în emisfera nordic ă și spre stânga în cea sudic ă. Această forță
acționează perpendicular pe direc ția de mi șcare a aerului și nu
schimbă viteza ci numai direc ția vântului care bate oblic fa ță de
izobare (fig. 63).

162

Fig. 63. Devierea vântului de suprafa ță în emisfera nordic ă
Sursa: Estienne, Godard, cita ți de Măhăra, 2001

7.2.2.3. For ța de frecare

Este forța care acționează în apropierea suprafeț ei terestre și care
tinde să reducă viteza vântului. Ea ac ționează în stratul de 0 – 1000 m
(strat de frecare) și este mai mare la suprafa ța terestră și scade treptat
către înălțimea de 1000 m, care se nume ște nivelul de frecare. La
înălțimi mai mari unde lipse ște forța de frecare ac ționează numai for ța
gradientului baric și cea de abatere, care sunt de sens contrar, iar
vântul bate paralel cu izobare le. Acest tip de vânt se nume ște de
gradient . În cazul în care izobarele sunt paralele și rectilinii se
formează un vânt geostrofic, iar în cazul izobarelor circulare (în ciclon
și anticiclon) asupra vântului de gradient geostrofic ac ționează forța
centrifugă, iar vântul se nume ște geociclostrofic .

7.2.2.4. For ța centrifug ă

Apare numai în cazul în care deplasarea aerului se face pe
traiectorii curbilinii. În cazul maximului barometric for ța centrifug ă
are ca ef
ect creșterea vitezei vântului, în timp ce în cazul minimului
barometric are ca efect sc ăderea vitezei.

1637.2.3. Elementele caracteristice vântului

Sunt: direcț ia, viteza, intensitatea, durata și structura.

7.2.3.1. Direcț ia

Se stabile ște în func ție de punctul cardinal și intercardinal
dinspre care bate vântul. Se folose ște roza vânturilor. În aeronautic ă
pentru o precizie mai mare se utilizează azimutul vântului, adic ă
unghiul format între direc ția vântului cu direc ția nord. El se exprim ă
în grade sexagesimale de 0 la 360, în sensul de rotire al acelor de ceas,
0ș este direc ția N, 90ș grade E, 180ș S și 270ș V.
Direcția vântului prezint ă o variaț ie diurnă și una anual ă în
funcție de condi țiile orografice și de modul diferit de reparti ție a
presiunii între diferitele forme de relief. Diminea ța bate dinspre est, la
prânz dinspre sud, seara dinspre vest, iar noaptea dinspre nord. Acest
lucru se produce în straturile inferioare ale troposferei. La înă lțime
situația este inversată , rotirea este spre stânga. În ora ș direcția vântului
este orientat ă în funcție de rețeaua stradal ă, canalizându-se de-a lungul
marilor bulevarde.

SINAIA BUCURE ȘTI-FILARET BUCURE ȘTI-BĂNEASA
Fig. 64. Reprezentarea grafic ă a direcției vântului (roza vânturilor)
Sursa: Dumitrescu, 1973

Variația anuală depinde de circula ția general ă a atmosferei și de
factorii locali. După direcție sunt: vânturi permanente cu aceea și
direcție (alizee, vânturile de vest), periodice care își schimbă direcția
la intervale egale de timp (musonii), vânturi neregulate care apar la
intervale de timp inegale și cu direc ții diferite. Pentru aprecierea
grafică a direcției vântului se foloseș te roza vânturilor (fig. 64).

1647.2.3.2. Viteza vântului

Este distan ța parcursă în unitatea de timp. Se exprim ă în m/s sau
km/h (1 m/s = 3,6 km/h, iar 1 km/or ă = 0,278 m/s). Prezint ă ca ș i
direcția o varia ție diurnă și anuală. În troposfera inferioar ă se
înregistreaz ă un maximum dup ă amiaza și un minimum noaptea.
Amplitudinea varia ției zilnice este mai mare vara decât iarna și mai
mare pe timp senin decât pe timp noros. Varia ția anuală depinde de
particularit ățile climei și de condi țiile locale. În emisfera nordic ă la
latitudini temperate, pe continente viteza cea mai mic ă este iarna în
regim anticiclonic, iar cea mai mare prim ăvara. Viteza vântului cre ște
o dată cu înălțimea datorită dispariției forței de frecare.
Se reprezint ă grafic tot prin intermediul rozei vânturilor ca ș i
direcția.

7.2.3.3. Intensitatea sau t ăria vântului

Este presiunea exercitată de aerul deplasat de vânt asupra obiectelor
aflate în calea lui. Se apreciaz ă pe baza efectelor pe care le produce asupra
mediului, folosindu-se scara Beaufort, cu valori de la 0 la 12, de la calm atmosferic la ciclon tropical, care indic ă gradul de t ărie, viteza
corespunz ătoare și efectele asupra obiectelor întâlnite în
cale.

7.2.3.4. Durata vântului
Este intervalul de timp scurs de la începerea vântului pân ă la
încetarea lui. Ea depinde de valoarea diferen ței de presiune dintre
două regiuni geografice. Dup ă durată vânturile se clasific ă în
temporare și permanente , de scurtă durată și de lungă durată.

7.2.3.5. Structura vântului
Este determinată de inconstan ța direcției și vitezei acestuia.
După structură, vânturile se împart în: laminare, turbulente și în rafale
(fig. 65 a, b, c).

165

Fig. 65. Tipuri de structur ă a vântului înregistrate pe anemogram ă: a) vânt
laminar; b) vânt turbulent; c) vânt în rafale
Sursa: Măhăra, 2001

Vântul laminar se realizeaz ă când aerul se deplaseaz ă lent cu
viteze mici și uniform, sub form ă de unde paralele, f ără a-și modifica
direcția și viteza. Astfel de structur ă este specific ă suprafețelor de
teren netede unde frecarea este mic ă (câmpii).
Vântul turbulent se caracterizeaz ă prin oscila ții mari ale vitezei
și direcției la intervale mici de timp. Prin frecarea de suprafa ța terestră
se formeaz ă frecvent vârtejuri sau turbioane. Apare pe terenuri
accidentate sau cu numeroase obstacole (turbulen ță dinamică), iar în
timpul zilei datorit ă încălzirii diferite a scoarț ei terestre (turbulen ță
convectiv ă).
Vântul în rafale este acela la care direcț ia și viteza prezint ă oscilații
mari la intervale foarte scurte de timp (5-10 minute sau chiar mai pu țin).

1667.2.4. Clasificarea vânturilor

Vânturile se clasific ă după următoarele criterii: frecvența, natura
lor, zonele de ac țiune, altitudinea.

7.2.4.1. Dup ă frecvență

În funcție de acest criteriu exist ă vânturi permanente, periodice,
neregulate. Vânturile permanente cele mai cunoscute sunt alizeele, ce
bat în zona intertropicală și vânturile de vest. Vântul cu frecven ța cea
mai mare într-o anumit ă regiune se numeș te vânt dominant , care bate
cel mai mult dintr-o anumit ă direcție.

7.2.4.2. Dup ă altitudine

Vânturile se împart în urm ătoarele categorii: de suprafa ță, de
altitudine, curenț i ascenden ți și descenden ți de pant ă (vânturi
catabatice).

7.2.4.3 Dup ă natura și zonele de ac țiune
Există vânturi ca rezultat al circula ției generale a atmosferei și
vânturi ale circula ției locale1
Vânturile locale sunt determinate de condi țiile fizico-geografice
locale care genereaz ă contraste barice diurne sau sezoniere sub
influența regimului termic al uscatului și apei. Se manifest ă pe
suprafețe restrânse și sunt vânturi calde (foehnul), reci (bora) și
periodic-reversibile (brizele).
Vânturile locale calde. Foehnul este un vânt local cald
descendent (catabatic) care se formeaz ă în regiunea montan ă, acolo
unde o culme muntoas ă desparte o maxim ă de o minim ă barică. Tipic în
Alpii elve țieni, mai apare în Caucaz, Alta i, Anzi (Zonda), Cordilierii
nord-americani (chinook), pe țărmurile Groenlandei, în Australia de est
și la noi în ț ară pe versantul nordic al Mun ților Făgăraș și Parâng
(Vântul Mare), pe versantul sud-vestic al Mun ților Țarcu, Retezat și
Semenic spre Banat (Co șava), pe versan ții estici ai Apusenilor, estul
Carpaților Orientali și în Carpa ții și Subcarpa ții de Curbur ă.
Alte vânturi locale calde : Sirroco deasupra nordului Africii și în

1 Vor fi analizate am ănunțit în partea a doua a cursului, Climatologie ,
în cadrul factorilor generatori și modificatori ai climei.

167bazinul Mediteranei, Khamsinul în nordul Egiptului poart ă praf ș i
nisip din Sahara, Harmatanul dinspre Sahara spre coastele Nigeriei,
Suhoveiul în stepa ucrainean ă până în Bărăgan.
Vânturi locale reci sunt catabatice (descendente) puternice în
care masele de aer descendente nu se încă lzesc suficient. Se formeaz ă
în regiunile de munte, unde aerul rece se localizeaz ă pe platourile
înalte, se pr ăvălește brusc ca ni ște cascade spre apele mai calde ale
zonelor litorale.
Bora acționează în Alpii Dinarici și Podișul Karst atunci când în
Marea Adriatic ă se formeaz ă o minimă barometric ă. Are viteze foarte
mari producând pagube materiale.
Vânturi de tip Bora mai apar în Caucaz, pe țărmul ră săritean al
Mării Negre, în regiunea Novorosiisk, pe ță rmul Lacului Baikal.
Mistralul este un vânt orografic descendent rece care bate prim ăvara ș i
iarna dinspre Masivul Central Francez, acoperit cu ză padă, pe valea
Rohnului spre Marea Mediteran ă, între Corsica și Baleare. Are efecte
negative puternice asupra culturilor de citrice și viță de vie. În
România exist ă Crivățul și Nemira o r amură a Crivățului care coboară
dinspre Carpaț ii Orientali spre Depresiunile Bra șov și Ciuc, iarna și la
începutul prim ăverii când provoac ă viscole.
Vânturi locale periodic-reversibile . În aceast ă categorie intr ă brizele
care pot fi de munte și de mare. Apar datorit ă diferențelor de înc ălzire și de
presiune dintre vale și culme (la cele de munte) și dintre uscat și mare (la
cele marine). Brizele de munte sunt de două feluri: briza de vale (ziua) cu
apariț ia convec ției termice și a norilor cumuliformi și briza de munte
descendent ă (noaptea). Brizele marine sunt: de mare (ziua) și de uscat
(noaptea). Ele creează climate locale de litoral maritim.

1688. METEORII

8.1. Definiție
În atmosfer ă și la suprafa ța solului se produc o serie de
fenomene meteorologice datorate prezen ței vaporilor de ap ă,
impurităților și electricit ății din nori, și unor procese fizice:
condensarea, sub limarea, refrac ția, reflexia și dispersia razelor
luminoase de c ătre particulele ce intră în compozi ția atmosferei,
propagarea luminii ș i sunetului, denumite meteori .

8.2. Tipuri de meteori
Cauzele apari ției meteorilor sunt multiple, în func ție de acestea,
dar și după modul de formare și aspectul lor, meteorii se clasific ă în
mai multe grupe: hidrometeori, litometeori , fotometeori,
electrometeori (A.N.M., 1995).

8.2.1. Hidrometeorii

Cauza principală a apariției hidrometeorilor este existen ța apei
în atmosferă sub cele trei stă ri de agregare: gazoas ă, lichidă și solidă.
Se formeaz ă în urma transform ării vaporilor de ap ă prin
condensare,
sublimare și înghețare în particule lichide ș i solide care cad și se
depun pe suprafa ța terestră, se află în suspensie, sunt transportate de
vânt și depuse pe diferite obiecte de la sol. Tipurile principale de
hidrometeori sunt:
• particule de apă lichide sau solide care se produc la suprafa ța
solului ș i pe diferite obiecte;
• suspensii lichide sau solide din atmosfer ă;
• precipitaț ii atmosferice;
• particule lichide sau solide transportate de la suprafa ța
solului de c ătre vânt.

8.2.1.1. Particule de ap ă lichide sau solide care se produc la
suprafața solului și pe diferite obiecte

169
Se pot forma în urma condens ării și sublimării vaporilor de ap ă
din aerul aflat la contactul cu solul (roua, bruma și chiciura) sau prin
înghețarea picăturilor de ap ă suprarăcite la contactul cu obiectele de
pe sol (poleiul).
a.
b.
Fig. 66. Depunere de chiciur ă (a) forma moale; b) forma tare)

Roua este o depunere de pic ături fine de ap ă pe diferite tipuri de
vegetație (mai ales specii ierboase), dar și pe diferite obiecte aflate pe

170sol. Se formeaz ă prin condensarea vaporilor de ap ă din aerul saturat a
cărui temperatur ă este pozitiv ă, dar atinge valoarea punctului de rou ă.
Condițiile cele mai favorabile de producere sunt în perioada cald ă a
anului, în timpul nopț ii și diminea ța înainte de r ăsăritul Soarelui, pe
timp senin și calm atmosferic.
Bruma este o depunere de cristale fine de ghea ță pe suprafa ța solului
și pe diferite obiecte de la sol. Condi ții favorabile de producere sunt
atunci când aerul este saturat în vapori de ap ă și condenseaz ă la
temperaturi de –2 °…-3°C, pe timp senin și vânt cu viteze nu mai mari
de 2 m/s. Este specific ă anotimpurilor de toamnă , iarnă și primăvară,
fenomenul produs în anotimpurile de tranzi ție fiind foarte periculos
pentru agricultură , pomicultur ă și viticultur ă, considerat ă un factor de
risc major. Bruma dispare pe m ăsura încălzirii aerului, prin evaporare
sau topire.
Chiciura moale (cristalin ă) se prezint ă sub forma unui strat fin de
gheață de culoare alb ă pe obiectele de la sol care au de obicei o
temperatur ă n egativă. Ea se depune în prezen ța ceții sau a aerului ce țos,
pe timp calm sau cu vânt slab. La temperaturi foarte sc ăzute, sub –
20°…-30°C, acest tip de chiciur ă se poate forma și în absen ța ceții sau a
aerului ce țos prin sublimarea vaporilor de ap ă existenți în aer.
Chiciura tare (granular ă) se prezint ă sub forma unei depuneri de
gheață albă mată, ce seam ănă cu zăpada. Cauzele form ării ei sunt
înghețarea direct ă a picăturilor de ap ă suprarăcită ce vin în contact cu
diverse obiecte de pe sol, la temperaturi de –2 °…-10°C și în prezen ța
vântului cu vitez ă mare. Cu cât viteza vântului este mai mare, cu atât
grosimea stratului de chiciură tare este mai mare. Este specific ă
zonelor înalte montane unde vântul, pe platouri, are o vitez ă foarte
mare (fig. 66 a,b).
Poleiul este o crust ă de ghea ță transparentă formată prin
înghețarea picăturilor de ap ă suprarăcite din ploi și burniț e la contactul
cu suprafa ța solului a că rei temperatur ă oscilează în jurul valorii de
0°C. Reprezint ă un fenomen meteorologic de risc major.

8.2.1.2.Suspensii lichide sau solide din atmosfer ă

Aceș ti hidrometeori se formeaz ă prin condensarea vaporilor de
apă din aerul din imediata vecin ătate a solului. Pic ăturile de ap ă
lichidă astfel formate sunt foarte mici, din acest motiv ele r ămân în
suspensie în troposfer ă, reducând transparenț a și vizibilitatea
orizontală și verticală a aerului.

171Tipurile principale sunt: ceața și aerul ce țos.
Ceața se formează prin condensarea sau sublimarea vaporilor de
apă din vecin ătatea suprafe ței terestre sub form ă de picături de ap ă sau
cristale de ghea ță foarte fine. Vizibilitatea orizontal ă în cazul ce ții este
redusă sub 1 km. Cea ța este prezent ă cu o frecven ță mare în zonele
litorale, dar și în centrele mari industrializate, unde exist ă nuclee de
condensare în cantit ăți sporite. În tabelele meteorologice de la sta ții
sunt notate cu diferite simboluri (V ăduva, 2003) toate tipurile de cea ță
care apar: cea ța cu cer vizibil, cea ța cu cer invizibil, cea ța cu ace de
gheață cu cer vizibil și cu cer invizibil, cea ța în bancuri, ceaț a în
bancuri cu ace de ghea ță, ceața la distan ță, ceața de evaporare.
Aerul cețos se deosebe ște de ceață prin con ținut și vizibilitatea
orizontală pe care o ofer ă. El este format numai din particule fine de
apă care pot
permite o vizibilitate redus ă pe o distan ță mult mai mare
decât în cazul ce ții, cuprins ă între 1 km și 10 km.

8.2.1.3. Precipitaț ii atmosferice

Sunt hidrometeorii care ajung, prin c ădere liber ă, pe suprafa ța
terestră . După starea lor de agregare, tipurile principale sunt: lichide
(ploaia, aversa de ploaie ș i burnița), solide (ninsoarea, aversa de
ninsoare, m ăzărichea moale și tare, zăpada grăunțoasă, granule de
gheață, ace de ghea ță și grindina), mixte (lapovița și aversa de
lapoviță).
Ploaia este un hidrometeor alc ătuit din pic ături de ap ă cu
diametru diferit care cad pe suprafa ța terestră din norii de tip Stratus,
Nimbostratus și uneori din norii Cumulus congestus, Stratocumulus și
Altocumulus.
Aversa de ploaie este format ă din picături de ap ă cu diametru
foarte mare, care începe și se sfâr șește brusc, are durat ă scurtă și
cantitate mare de ap ă. Cade, cel mai frecvent, din norii
Cumulonimbus, și este înso țită de descă rcări electrice (oraje) și de
intensificări ale vitezei vântului.
Burnița este alcătuită din picături de ap ă mici, cu diametru sub
0,5 mm, care din această cauză au o vitez ă de cădere foarte lent ă, dar
este foarte dens ă. Cade din nori de tip Stratus.
Ninsoarea este alcătuită din cristale de ghea ță și fulgi de z ăpadă
de diferite forme, care cad din norii Nimbostratus.

172Aversa de ninsoare are aceea și alcătuire ca ș i ninsoarea și
caracteristici asem ănătoare cu aversa de ploaie. Cad din nori
Cumulonimbus forma ți pe linia frontului rece.
Măzărichea moale este format ă din particule de ghea ță sub
formă sferică sau conic ă, cu un diametru cuprins între 2 mm și 5 mm.
De obicei cade din norii Cumulonimbus.
Măzărichea tare are acelaș i conținut și formă ca măzărichea
moale, difer ă diametrul particulelor de ghea ță, care oscileaz ă în jurul
valorii de 3 mm și sunt transparente.
Măzărichea, indiferent de categorie, cade din norii
Cumulonimbus și poate avea și caracter de avers ă.
Zăpada grăunțoasă este format ă din cristale fine de ghea ță, cu
un diametru sub 1 mm, de culoare alb ă opacă și, de obicei, cad din
norii Stratus.
Granulele de ghea ță sunt particule mici de ghea ță care provin
din în
ghețarea picăturilor de ap ă sau a fulgilor de z ăpadă topită, care,
în cădere liber ă, trec prin straturi de aer cu temperatur ă negativă. Cad
din norii Nimbostratus și Altostratus.
Acele de ghea ță sunt hidrometeori specifici unui timp foarte
geros. Sunt alc ătuite din cristale foarte fine de ghea ță care ajung la
suprafața terestră pe timp geros, calm și senin.
Grindina este specific ă perioadei calde a anului (IV–X) și
reprezintă particule de ghea ță, de diferite forme, de obicei sferice, cu
un diametru variabil, între 5 mm și 5 cm, uneori chiar mai mult, în
funcție de condi țiile de formare. În func ție de num ărul de pendul ări
verticale, ascendente și descendente în cadrul norului, sub for ța
curenților convectivi, î și mărește diametrul prin ad ăugarea treptat ă a
unor noi straturi concentrice de gheață2. Cad numai din norii
Cumulonimbus, iar în func ție de dezvoltarea pe verticală a norului
depinde și diametrul bobului de grindin ă.

8 2.1.4. Particule lichide sau so lide transportate de la suprafa ța
solului de c ătre vânt

În aceast ă categorie de hidrometeori sunt incluse: apa
spulberată de la suprafa ța valurilor, transportul de z ăpadă la sol și la
înălțime (viscolul).

2 Condițiile de formare a grindinei au fost descrise și în capitolul 6.

173Apa spulberat ă de la suprafa ța valurilor este alcătuită din picături
fine pulverizate de vânt ș i transportate pe distan țe, de obicei, mici, în zonele
litorale sau pe ambarca țiunile aflate în deplasare sau la cheu.
Transportul de z ăpadă reprezint ă deplasarea fulgilor de z ăpadă
proaspăt căzută și afânată de pe suprafa ța solului, la în ălțime mică, de
vânturi care nu dep ășesc 6 m/s.
Viscolul transport ă prin spulberare z ăpada de la suprafa ța solului
la înălțime mare în func ție de viteza vântului troienind-o, atât cea
depusă sub form ă de strat, dar și fulgii de z ăpadă din timpul ninsorii.

8.2.2. Litometeorii

Sunt particule solide de provenien ță terestră , aflate în suspensie
în atmosfer ă, antrenate de curen ții atmosferici verticali sau sunt
transportate de c ătre vânt la diferite în ălțimi. În func ție de concentra ția
lor, contribuie într-o m ăsură
mai mare sau mai mic ă la reducerea
vizibilității atmosferice orizontale și verticale.
Tipurile principale de astfel de meteori sunt: pâcla, furtuna de praf
sau nisip, perdeaua de praf sau nisip, vârtejul de praf sau nisip, fumul.

8.2.2.1. Pâcla

Este alcătuită din particule terestre uscate, foarte fine, invizibile
cu ochiul liber, care imprim ă aerului un aspect tulbure. Ea reduce
vizibilitatea pân ă la 1-10 km.

8.2.2.2. Furtuna de praf sau nisip
Este format ă din particule fine de praf sau nisip ridicate la
înălțime prin intermediul vântului. Este foarte frecvent ă în zonele
deșertice, dar poate apă rea și în alte zone geografice unde predomin ă
nisipurile și solurile nisipoase sau în aglomer ările urbane unde mai
există străzi neasfaltate și unde cur ățenia lasă de dorit (ex. ora șul
București, care este considerat cel mai pr ăfuit oraș din Europa).

8.2.2.3. Perdeaua de praf sau nisip
Este partea anterioară a unei furtuni de praf sau nisip, de forma
unui zid sau a unei perdele care înaintează o dată cu furtuna.

1748.2.2.4. Vârtejul de praf sau nisip

Reprezint ă deplasarea sub forma unui turbion a unui ansamblu
de particule de praf sau de ni sip ridicate de la sol de c ătre vânt. Se
dezvoltă mai mult în zilele senine, cu temperaturi foarte mari, când se
întrunesc condi ții prielnice de formare și dezvoltare a curen ților
termo-convectivi ascenden ți. Nu durează mult și nu au dezvoltare
mare altitudinal ă.

8.2.2.5. Fumul
Reprezint ă o suspensie solid ă alcătuită din particule foarte fine
rezultate în urma arderii unor co mbustibili sau în urma incendiilor.
Soarele v ăzut prin stratul de fum are o culoare ro șie-portocalie sau
gălbuie, la fel ca și în cazul pâclei, mai ales la r ăsărit și apus.

8.2.3. Fotometeorii

Sunt fenomene optice determinate de reflexia, difrac ția și
dispersia razelor luminoase ale Soarelui și Lunii de c ătre particulele
aflate în suspensie în atmosfer ă, de cele care alc ătuiesc norii și
cețurile, de precipita ții, dar ș i de suprafa ța terestră.
Principalii fotometeori sunt: halourile solar și lunar, curcubeul,
irizațiile, vibraț iile obiectelor îndepă rtate, mirajul, coroana, gl
oria,
inelul lui Bishop, culoarea cerului, luminozitatea boltei cere ști,
iluminarea diurnă și nocturnă, crepusculul și zorile.

8.2.3.1. Halourile solar și lunar

Apar în urma refrac ției, reflexiei și dispersiei luminii de c ătre
cristalele de ghea ță conținute în norii superiori, îndeosebi Cirrostratus,
care ecraneaz ă cei doi a ștri. Au form ă de inele, colorat în cazul
Soarelui și alb în jurul Lunii. Halourile pot avea, de asemenea,
diferite aspecte determinate de cantitatea și orientarea cristalelor de
gheață din atmosfer ă (fig. 67).

175
Fig. 67. Aspectul haloului lunar

8.2.3.2. Curcubeul

Reprezint ă o serie de benzi arcuite dispuse concentric, care se
datorează descompunerii luminii albe în componentele ei de baz ă
(spectrul de culori) de c ătre norii de ploaie afla ți în spatele Soarelui.

Fig. 68. Tipuri de curcubeu: a) primar; b) secundar, c) supranumerar.
Sursa: Măhăra, 2001

176Culorile componente ale spect rului se succed astfel: ro șu (în
exteriorul arcului), oranj (portocaliu ), galben, verde, albastru, indigo,
violet (în interior). Adesea apare ș i un al doilea curcubeu, secundar ,
ale cărui culori sunt mai pu țin intense și dispuse invers, comparativ cu
primul (fig. 68).
Cel care a explicat pentru prima dat ă formarea curcubeului a fost
Descartes, în 1637, ulterior aducând complet ări și îmbunătățiri
Newton și Airy.

8.2.3.3. Iriza țiile

Sunt color ări ale norilor superiori, foarte sub țiri și izolați, în
cele șapte culori ale curcubeului atunci când razele solare
penetreaz ă prin ei.

8.2.3.4. Vibra țiile obiectelor îndep ărtate
Reprezint ă un fenomen care se produce datorit ă refracției
terestre în zilele foarte c ălduroase, în special în zonele de câmpie. El
constă în oscilarea obiectelor îndep ărtate (mun ți, dealuri, cl ădiri,
pomi), care sunt cauzate de devierea brusc ă a razelor luminoase care
vin de la obiectele respective prin str ăbaterea unor straturi de aer cu
densităț i diferite și, deci, cu indici de refrac ție diferiți.

8.2.3.5. Mirajul
Este un fenomen optic de terminat tot de refrac ția terestră prin
variații bruște ale densit ății aerului în sens vertical. Se
modifică, astfel,
aparent forma obiectului care apare al ături de imaginile respective.
Mirajul poate fi de mai multe feluri: inferior, superior, lateral și
multiplu (fig. 69).
Mirajul inferior se produce în de șerturi și stepe uscate datorit ă
încălzirii puternice a aerului din imediata vecin ătate a solului, care
contribuie la cre șterea altitudinal ă a densităț ii straturilor de aer. Razele
luminoase care pornesc de la un obiect îndep ărtat vor ajunge la
observator din ce în ce mai refractate, o dat ă cu apropierea de sol.
Unghiul de inciden ță al razelor solare va depăși valoarea limit ă și
observatorul va vedea imaginea obiectului în prelungirea ultimei raze refractate, mai coborât ă decât obiectul respectiv și răsturnată . Mirajul
inferior se mai nume ște și fatamorgana.

177Mirajul superior se produce în situa ția în care, straturile de aer
apropiate de sol se r ăcesc față de cele superioare, densitatea aerului se
micșorează, ca și indicii de refrac ție.
Mirajul lateral are loc în situaț ia în care apar varia ții importante
ale densităț ii aerului în plan orizontal.
Mirajul multiplu apare o dat ă cu micșorarea rapid ă a densității
aerului cu înă lțimea și apariția mai multor imagini ale obiectului
respectiv.

Fig. 69. Tipuri de miraj: a) inferior; b) superior; c) lateral
Sursa: Stoica, 1971

1788.2.3.6. Coroana

Poate fi solar ă sau lunar ă și se datoreaz ă refracției razelor
luminoase emise de aceste corpuri cereș ti în situa ția existen ței în fața
celor doi a ștri a unui strat sub țire de nori mijlocii alc ătuiți din picături
de apă și cristale de ghea ță. Se prezint ă sub forma unor cercuri
luminoase în jurul Soarelui și a Lunii, în culorile spectrului solar.
Apar în norii mijlocii Altocumulus și Altostratus sub forma unui inel
albăstrui în interior și a unuia ro șu în exterior.

8.2.3.7. Gloria
Se prezint ă sub forma unui sistem de inele colorate în culorile
spectrului solar, cu violetul în interior și roșu în exterior, înconjurând forma
unui obiect (avion, balon etc.), care se proiecteaz ă pe un nor compact.

8.2.3.8. Inelul lui Bishop
Se mai nume ște inelul de difrac ție și este un cerc luminos de
culoare ro șiatică aflat în jurul Soarelui sau Lunii. Fenomenul apare,
îndeosebi, dup ă erupț iile vulcanice când în atmosfer ă există o cantitate
foarte mare de pulberi pe care se difract ă razele luminoase.

8.2.3.9. Culoarea cerului

Se explic ă prin difuzia lum
inii pe moleculele de gaze și pe
diferitele particule aflate în compozi ția aerului. În situa ția în care
difuzia razelor luminoase se produce numai pe moleculele gazelor
componente, culoarea cerului este albastră , deoarece sunt difuzate mai
mult razele din regiunea albastr ă a spectrului, cu lungimi de undă
cuprinse între 475-488 m μ. Când difuzia se produce pe pică turile de
apă cu diametru mare, propor ția cea mai mare revine radia țiilor cu
lungimi de und ă mari și culoarea cerului apare albicioas ă. Trecerea
culorii cerului la orizont printr-o gam ă de culori de la portocaliu la
roșu-violet se explic ă prin difuzia radia țiilor cu lungimi de und ă mari
din regiunea ro șie a spectrului pe diverse particule cu diametrul mare
(pulberi, microorganisme, pic ături de ap ă). De la o în ălțime mare (vârf
montan, avion), culoarea cerului apar e albastru închis, deoarece aici,
aerul este mai curat, încă rcătura de diverse particule solide și lichide
este mai scăzută, comparativ cu un aer poluat. Privit din spa țiul
cosmic, cerul apare negru, deoarece acolo nu exist ă impurități pe care
să se difuzeze razele solare și lunare.

1798.2.3.10. Luminozitatea boltei cere ști

Se datoreaz ă tot difuziei razelor solare pe particulele care intr ă
în compozi ția aerului.. Depinde de în ălțimea Soarelui ș i de
transparen ța atmosferei. Luminozitatea cerului senin cre ște de la zenit
către orizont.

8.2.3.11. Iluminarea diurnă

Se produce datorit ă radiației solare globale, în situa ția unui cer
senin, iar în cazul unei nebulozit ăți accentuate, numai radia ției difuze.
Depinde și de înălțimea Soarelui ș i de prezen ța stratului de z ăpadă,
știindu-se c ă albedo-ul z ăpezii are valoarea cea mai mare.

8.2.3.12. Iluminarea nocturn ă

Depinde de prezen ța Lunii și de înălțimea la care ea se afl ă, din
cauza varia ției periodice a distan ței dintre Pă mânt și Lună (fazele
lunii). În nop țile fără lună, iluminarea este produs ă de stele, de lumina
zodiacală (f â șia slab luminoas ă din partea vestic ă a boltei cere ști, de
culoare ro șie-gălbuie-albicioas ă, vizibilă după apusul Soarelui), de
cea galactic ă și de luminiscen ța proprie atmosferei datorat ă gazelor ce
intră în compozi ția ei, în straturile superioare ale atmosferei.

8.2.3.13. Crepusculul
Se mai nume ște amurgul sau apusul Soarelui ș i reprezint ă
fenomenul optic în care, dup ă apus, o parte din bolta cereasc ă continuă
să fie luminat ă, datorită difuziei razelor solare de c ătre particulele
aflate în suspensie în atmosfer ă.

8.2.3.14. Zorile

Poartă denumirea și de aurora dimine ții fiind tot un fenomen
optic reprezentând cerul luminat înainte de r ăsăritul Soarelui,
determinat de difuzia razelor solare de c ătre particulele aflate în
compoziția atmosferei.

1808.2.4. Electrometeorii

Sunt fenomene meteorologice dete rminate de starea electric ă a
atmosferei, condi ționată de mișcarea particulelor înc ărcate cu sarcini
electrice, denumite ioni. Ionii apar în atmosfer ă din transformarea
atomilor gazelor ce se afl ă în compozi ția aerului în urma procesului de
ionizare.
Concentra ția mare de sarcini electrice genereaz ă câmpuri
electrice intense în interiorul norilor orajoș i, dar ș i în vecin ătatea lor,
cu consecin țe importante asupra câmpului electric de la suprafa ța
solului, care poate s ă atingă valori de mii de vol ți pe 1 m. Aceasta este
cauza care produce desc ărcările electrice între nori înc ărcați cu sarcini
electrice diferite și între nori și Pământ. Aceste desc ărcări electrice
poartă denumirea de electrometeori.
Principalii electrometeori sunt : focurile Sf. Elm, fulgerul,
trăznetul, tunetul, orajul, aurora polar ă.

8.2.4.1.Focurile Sf. Elm
Sunt descă rcări luminiscente produse frecvent în timpul rafalelor
de vânt, vizibile pe vârfurile paratr ăznetelor, copacilor, ierbii,
munților. Cauza lor este ionizarea puternic ă a aerului din jurul
vârfurilor ascu țite însoțită de lu
miniscență . Uneori scurgerea de
electricitate se produce și în jurul animalelor și chiar al capului
oamenilor, de aici și denumirea fenomenului.

8.2.4.2. Fulgerul
Reprezint ă forma sub care se prezint ă descă rcările electrice,
când intensitatea câmpului electric atinge și depășește valori de
200000-300000 V/m. Fulgerul poate fi de mai multe feluri : liniar,
plan sau difuz, sferic sau globular, în form ă de boabe.
Fulgerul liniar se produce atunci când între nori sau între nori și
Pământ se stabile ște o mare diferen ță de poten țial electric. Are forma
unei dungi luminoase cu ramifica ții, cu o lungime ce poate dep ăși 20
km, în prima situa ție, sau 2-3 km în cea de a doua.
Fulgerul plan sau difuz este o desc ărcare electric ă de scurt ă
durată care se petrece în interiorul norului și lumineaz ă partea
superioară a acestuia.

181Fulgerul sferic sau globular se produce sub forma unei sfere
luminoase dup ă descărcarea puternic ă a unui fulger liniar. Dureaz ă de
la câteva frac țiuni de secund ă până la câteva minute. Produce explozii
foarte puternice datorită expansiunii gazelor comprimate în interiorul
acestuia.
Fulgerul în formă de boabe se produce rar și face tranziț ia de la
fulgerul liniar la cel globular. Es te format dintr-o serie de fulgere
globulare mici.

8.2.4.3. Tr ăsnetul

Este desc ărcarea electric ă dintre nori și Pământ format ă din mai
multe impulsuri succedate la intervale foarte mici, cu efect dezastruos asupra oamenilor și animalelor surprinse pe câmp deschis.

8.2.4.4. Tunetul
Reprezint ă zgomotul înso țitor al desc ărcării electrice și este un
rezultat al ac țiunilor mecanice ș i calorice foarte puternice care se
produc în canalul fulgerului. Temperatura ajunge pân ă la 10000° C, iar
trecerea foarte rapid ă de la presiuni ridicate la presiuni coborâte este
însoțită de bubuituri puternice.

8.2.4.5. Orajul

Este un complex de fenomene atmosferice însoț ite de desc ărcări
electrice luminoase. Desc ărcările electrice, ca rezultat al unei diferenț e
puternice de poten țial el
ectric, se produc între diferitele p ărți ale
norului, între nori sau între nori ș i Pământ. Fenomenele orajoase se
produc în urma activit ății convective termice intense în cadrul unui
nor Cumulonimbus, într-un aer stratificat instabil și încărcat cu o
mare cantitate de vapori de ap ă. Pot apărea și în urma convec ției
dinamice și orografice ș i pe linia frontului rece.
Norii orajo și se produc mai ales în sezonul cald, la baza ș i în
interiorul lor se formeaz ă mișcări turbionare ale aerului, forț a
ascensională a acestuia fiind de 15-20 m/s.

182
Fig. 70. Structura unui nor orajos, Cumulonimbus

Structura norului orajos este mixt ă, alături de pic ături de ap ă
suprarăcite apar fulgi de z ăpadă, măzăriche, ace de gheață , boabe de
grindină. Curenții ascenden ți puternici se produc în partea anterioar ă a
norului, iar cei descendenț i în partea posterioară (fig. 70). În interiorul
norului se formeaz ă sarcini electrice pozitive ș i negative, ce dau na ștere
unor câmpuri electrice locale, care pot s ă deformeze și câmpul electric din
jurul norului, provocând desc ărcări electrice. Norul orajos este înso țit la sol
de vânt puternic, averse de ploaie înso țite uneori de grindin ă.

8.2.4.6. Aurora polară

Sunt fenomene electro-luminoase care se formeaz ă în regiunile
polare din cele dou ă emisfere. Au o luminozitate și un colorit variabil,
determinat vizual și exprimat în unit ăți internaționale de intensitate, de
la I la IV. De obicei, aurorele cu intensitatea I-III sunt necolorate,
rareori în galben-verzui. Cele de gradul IV sunt colorate în nuanț e de Km
9
8
7
6
5
4
3
2
1
,,,,, ,, ,,,Grindină
Fenomene orajoase
Curent ascendent caldZonă
primară
de ploaie Zonă secundare de ploaieCurent descendent
rece

183roșu, verde, violet. Pot c ăpăta diferite forme, dar cele mai des întâlnite
sunt aurorele cu structură radială, mobile, și neradială, fixe.
Aurorele cu structur ă radială au forma de raze, benzi sau
coroane luminoase, cu aspectul unei draperii uria șe.
Aurorele cu structur ă neradial ă au o luminozitate difuz ă a
cerului sau pot apă rea sub form ă de arcuri colorate în galben-verzui.
Repartiț ia geografic ă a aurorelor polare se face prin intermediul
unor curbe anuale de egal ă frecvență numite izohasme. Izohasma cu
frecvența de 100 de aurore polare trece în lungul litoralului nordic al
Norvegiei, insula Novaia Zeml ea, peninsula Taimir, nordul Alask ăi,
Canada ș i sudul Groenlandei.
Frecvența cea mai mare de producere este în timpul nop ții
polare. Ele se dezvolt ă în înălțime între 95-110 km, limita inferioar ă,
și 1000-1200 km, limita superioar ă.

1849. NOȚIUNI FUNDAMENTALE DE METEOROLOGIE
SINOPTIC Ă

Meteorologia sinoptic ă este una dintre ramurile principale ale
meteorologiei care studiaz ă vremea și procesele fizice din atmosferă care
determină evoluția ei de la o zi la alta, având ca scop principal prognoza
sau prevederea vremii. Pe baza datelor meteorologice ob ținute din re țeaua
națională de stații, din informa țiile de la centrele eur opene de transmitere a
datelor meteorologice și a celor ob ținute cu ajutorul radarului ș i sateliților
meteorologici se realizeaz ă hărți geografice la diferite sc ări care redau
ansamblul st ării fizice generale a atmosferei la un moment dat, numite hărți
sinoptice . Pentru prognoza vremii, o importan ță deosebită o are studierea
maselor de aer, a fronturilor atmosferice, a evolu ției și deplasării ciclonilor
și anticiclonilor.

9.1. Masele de aer

Reprezint ă volume de aer cu extindere spa țială foarte mare (mii
de kilometri), cu propriet ăți fizice relativ omogene și care imprim ă
vrem
ii anumite caracteristici termice, de umiditate, precipita ții, vânt
etc. Ele se formeaz ă prin staționarea îndelungată a aerului deasupra
unor regiuni geografice situate la diferite latitudini, însu șindu-și astfel
specificul regiunii respective. Acest lucru se produce cel mai frecvent în regim anticiclonic și mai puțin în regim ciclonic. În deplasarea sa, o
masă de aer transportă deci, aerul cu însu șirile caracteristice locului de
origine, în alte regiuni geografice, imprimând acestora tr ăsăturile
respective în evolu ția vremii.

9.1.1. Clasificarea maselor de aer

Se face dup ă următoarele criterii: termic, termodinamic, geografic.

9.1.1.1. Criteriul termic
După temperatur ă masele de aer se împart în: mase de aer cald
și mase de aer rece. Masele de aer se înc ălzesc și se răcesc datorit ă

185suprafeței terestre care poate fi mai rece sau mai cald ă, după bilanțul
termic, care poate fi pozitiv sau negativ, imprimându-le astfel, o
anumită caracteristic ă termică. De asemenea, în func ție de latitudinea
de la care se deplaseaz ă și de diferen ța termică dintre masa de aer
nouă care o înlocuie ște pe cea veche, masele de aer primesc însu șirile
termice ale regiunii geografice respective.
În practica meteorologic ă, o masă de aer este considerat ă caldă
atunci când p ătrunde într-o regiune geografic ă și este mai caldă decât
masa de aer pe care o înlocuie ște, iar o mas ă de aer este rece când,
pătrunzând într-o regiune este mai rece în compara ție cu masa de aer
pe care o înlocuie ște.

9.1.1.2. Criteriul termodinamic

După proprietăț ile termodinamice, masele de aer se împart în:
stabile ș i instabile . În practica meteorologic ă, pentru a clasifica masele
de aer din acest punct de vedere se folosesc mai multe indicii: valoarea gradientului termic ver tical, nebulozitatea, felul norilor,
caracterul precipita țiilor etc.
O masă de aer este stabil ă în situația în care gradientul termic
vertical este mai mic decât grad ientul adiabatic, neexistând condi ții de
apariție a proceselor convective (
mișcări ascendente) în stratul de aer
inferior, nici în orele amiezii, când acestea ar fi cele mai favorabile. Din aceast ă cauză nu se dezvoltă norii convectivi cumuliformi,
putându-se forma numai nori stratiformi. În situa ția unei umezeli
reduse a aerului, cerul poate r ămâne senin toat ă ziua, iar varia ția
celorlalte elemente meteorologice este nesemnificativ ă. În general,
masele de aer stabile sunt cele calde, r ăcirea aerului din imediata
apropiere a suprafe ței terestre m ărindu-i stabilitatea. În perioada rece a
anului se produc inversiuni de temperatur ă, se pot dezvolta norii
stratiformi din care cad precipita ții slabe sub form ă de burniță. În ț ara
noastră, masele de aer stabile sunt aduse prin intermediul circula ției
sud-vestice de cicloni mediteraneene sau prin prelungirea
anticiclonului subtropical din nordul Africii.
Masa de aer este considerat ă instabilă când gradientul termic
vertical din stratul de aer inferior este mai mare decât gradientul adiabatic. Sunt favorizate mi șcările convective puternice, care ating
nivelul de condensare a vaporilor de ap ă, mai ales dac ă masa de aer
este umed ă, se formeaz ă norii cumuliformi, care se pot transforma în
nori de furtun ă, Cumulonimbus, din care cad precipita ții sub form ă de

186averse. Masa de aer devine instabil ă atunci când aerul rece p ătrunde
într-o regiune cald ă, se dezvolt ă mișcările ascendente convective cu
formarea norilor cumuliformi și căderea precipita țiilor.
În masele de aer instabile, evolu ția în timpul zilei a elementelor
meteorologice prezint ă variații însemnate, iar noaptea timpul este calm
și cerul se însenineaz ă.

9.1.1.3. Criteriul geografic

Clasificarea maselor de aer după acest criteriu se face în func ție
de regiunea geografic ă deasupra c ăreia se formează masa de aer
respectivă. Astfel, exist ă mase de aer ecuatorial (E), formate în zonele
ecuatoriale, mase de aer tropical (T), formate în anticicloni tropicale,
mase de aer polar (P), ce provin din regiunile subpolare și temperate
și mase de aer arctic (A) ș i antarctic (aA), formate deasupra bazinului
arctic și, respectiv, calotei antarctice.
După natura suprafe ței active, ap ă sau uscat, aceste mase de aer
sunt: mase de aer maritim (m) umede și moderate termic și mase de
aer continental (c), calde și uscate.
Masele de aer ecuatorial se formează în regiunea ecuatorial ă,
deasupra continentelor și a oceanelor. Aceste mase de aer sunt
deplasate prin intermediul alizeelor dintr-o em
isferă în cealalt ă.
Masele de aer tropical continental se formeaz ă în nordul Africii,
Asiei Mici și Arabiei în timpul iernii, iar vara deasupra estului și sud-
estului european al Rusiei și Peninsulei Balcanice. În general aceste
mase de aer sunt uscate și stabile.
Masele de aer tropical maritim se formeaz ă în zonele subtropicale
ale Oceanelor Atlantic și Pacific, în regiunile Insulelor Azore și Hawaii.
Aceste mase de aer au un rol important pentru vestul continentului
european, îndeosebi cele formate deasu pra Insulelor Azore (Anticiclonul
Azoric). Când acest anticiclon se extinde peste Marea Mediteran ă printr-o
dorsală anticiclonic ă, aerul maritim tropical influen țează estul ș i sud-estul
Europei, inclusiv ț ara noastr ă. Acest aer prezintă un grad ridicat de
stabilitate termic ă în perioada rece a anului. În România prezenț a acestui
tip de mase de aer duce la formarea ceț ii de advec ție, a norilor stratiformi
care dau precipita ții slabe cantitativ și se produc dezghe țuri, dacă invazia
lui se produce dup ă o perioad ă geroasă . Vara, acest aer are o mare
instabilitate termic ă, se dezvolt ă nori convectivi, orajo și, din care cad
precipitații abundente sub form ă de averse înso țite de vijelii și descărcări
electrice.

187Masele de aer continental polar (temperat) se formeaz ă deasupra
marilor suprafe țe de uscat de la latitudinile temperate. Au cea mai mare
frecvență în Europa de r ăsărit și în Siberia. Sunt mase de aer uscat și rece
(iarna) și cald (vara). În timpul iernii predomin ă cerul senin, r ăcirile
radiative și geruri puternice. Vara, dau o anumit ă instabilitate vremii, dup ă
orele prânzului pot fi averse izolate de ploaie.
Masele de aer maritim polar au ini țial caracteristici de aer
continental deoarece se formeaz ă deasupra Canadei, apoi prin
traversarea Oceanului Atlantic devin cu caracter umed-maritim, la
pătrunderea în Europa. Vremea este caracterizat ă prin ierni blânde și
umede și veri răcoroase-umede cu ploi abundente.
Masele de aer continental arctic vin din bazinul Oceanului
Arctic și pătrund pe continentul euro-asiatic peste M ările Kursk și
Barents. Iarna se produc sc ăderi accentuate ale temperaturii aerului,
umezeala este scă zută, transparen ța aerului și vizibilitatea sunt mari,
nebulozitatea și precipita țiile sunt neînsemnate. Vara determin ă răciri
accentuate ale vremii.
Masele de aer maritim arctic se formeaz ă în bazinul arctic, în
anticiclonul de deasupra Groenlandei. P ătrund în America și Europa dup ă
traversarea nordului Oceanului Atlantic, unde se înc ălzesc, determinând
pe teritoriul european o vreme instabil ă cu ploi sub form ă de averse date
de nori cu mare dezvoltare vertical ă. Acest aer pă trunde adesea și în
Europa Centrală și de Sud-Est, inclusiv România, determinând ninsori
târzii de prim ăvară și timpurii de toamn ă, iar vara, ploi reci și posibile
ninsori în zona de munte la altitudini de peste 1800 m.

9.2. Fronturile atmosferice

Între masele de aer cu propriet ăți termice diferite apare o zon ă
de tranziție, de separa ție numită zonă frontală, iar intersec ția acesteia
cu suprafa ța terestră poartă denumirea de front atmosferic . Această
zonă de tranzi ție poate avea lăț imi de ordinul sutelor de metri și în
cadrul ei au loc schimb ări bruște ale caracteristicilor principalelor
elemente meteorologice (presiune, temperatur ă, umiditate, precipita ții,
vânt etc.), care determin ă schimbarea vremii. Totalitatea acestor
procese meteorologice poartă denumirea de procese frontale, iar cele
care dau na ștere unui front, frontogenez ă.
În practica meteorologic ă, zona de separa ție dintre dou ă sau mai
multe mase de aer apare ca o suprafa ță, iar frontul atmosferic ca o
linie rezultat ă din intersec ția suprafe ței frontale cu suprafa ța terestră.

188Suprafața frontală este întotdeauna înclinat ă către masa de aer rece din
cauza densităț ii mari a aerului rece și formeaz ă cu suprafa ța orizontal ă
a scoarței terestre un unghi cu valori cuprinse între 1 ° și 10° (fig. 71).
Fig. 71. Structur ă verticală printr-o zon ă frontală

Fig. 72. Frontogeneza (a) și frontoliza (b) − izobare; izoterme

Zona frontală poate avea o lățime cuprins ă între 10 km și 30 km,
iar în înălțime se extinde peste 1-2 km. La apropierea frontului se
produc mari modific ări în distribu ția tuturor elementelor meteorologice
și una dintre cele mai importa nte este schimbarea direc ției vântului.
Pentru formarea unui front, adic ă pentru frontogeneză , este necesar ca
axul de comprimare AA ′ dintre cele dou ă mase de aer să fie paralel cu
gradientul termic orizontal, sau să facă cu acesta un unghi sub 45 °,
contactul termic realizându-se prin apropierea izotermelor. Pe mă sură
ce contrastul termic sl ăbește și izotermele se distan țează se produce
fenomenul invers, de destr ămare a frontului, numit frontoliză (fig. 72).

189Aceste dou ă procese, care depind de reparti ția centrilor barici, duc la
schimbarea vremii într-o anumit ă regiune geografic ă. Dintre toate
formele barice, șaua barometric ă reprezint ă forma ideal ă pentru
frontogenez ă, dar și pentru frontoliz ă.

9.2.1. Clasificarea fronturilor atmosferice

Se face după următoarele criterii:
– după masa de aer mai activ ă există fronturi calde și reci;
– după modul de circula ție a aerului în zona frontului sunt
anafronturi (aerul are o miș care de alunecare ascendent ă pe linia
frontului și catafronturi (aerul are o mi șcare de alunecare descendent ă
pe suprafa ța frontală);
– după principalele tipuri geografice de mase de aer pe care le
separă: frontul tropical, frontul polar, frontul arctic;
– după numărul de mase de aer pe care le separ ă: fronturi simple
care separ ă două mase de aer, fronturi mixte sau ocluse, care separ ă
trei sau mai multe tipuri de mase de aer.

9.2.1.1. Frontul cald

Reprezint ă de
plasarea aerului cald spre cel rece, concomitent cu
ascensiunea lui și retragerea celui rece (fig. 73). Caracteristic ă este
condensarea vaporilor de ap ă sub forma norilor stratiformi (Cs, As,
Ns). Primii vestitori (cu 2-3 zile înainte) ai apari ției frontului cald sunt
norii Cirrus și Cirrostratus izola ți. După aceștia, la altitudini mai joase
se formează norii Altostratus care dau precipita ții slabe ce se evaporă
rapid în aerul uscat. Urmeaz ă Nimbostratus la altitudini sc ăzute, cu
grosimi mari, care dau precipita ții continui și însemnate cantitativ
(ploi moc ănești). Sistemul noros acompaniator al frontului cald poate
atinge lățimi de pân ă la 1000 km, iar în în ălțime până la tropopauz ă.
Vremea, la trecerea frontului cald, este frumoas ă, cu presiune
ridicată pe parcursul dezvolt ării norilor Cirrus, apoi se schimb ă prin
scăderea lent ă și continu ă a presiunii atmosferice și apariția și
dezvoltarea norilor Cirrostratus care acoper ă tot cerul, urma ți succesiv
de Altostratus și Nimbostratus care dau precipita ții, în timpul c ărora
presiunea atmosferic ă înregistreaz ă valoarea minim ă. După trece rea
frontului, presiunea devine sta ționară, vântul se rote ște spre dreapta,
scade în intensitate și temperatura aerului cre ște treptat. Precipita țiile
încetează, norii se destram ă și timpul devine din nou frumos.

190

Fig. 73. Frontul cald și vremea generat ă

9.2.1.2. Frontul rece de ordinul I

Apare atunci când o masă de aer rece p ătrunde sub o masă de aer
cald pe care o înlocuie ște prin ridicare brusc ă pe vertical ă,
determinând mi șcări convective dinamice puternice, care duc la
răcirea adiabatic ă rapidă a aerului și formarea norilor de tip
Cumulonimbus, din care cad precipita ții sub form ă de averse,
însemnate cantitativ și însoțite de oraje. Viteza de deplasare a frontului
rece este mult mai mare decât a celui cald, astfel c ă viteza vântului
este și ea mai mare, acesta c ăpătând aspect de vijelie. Dup ă trecerea
părții abrupte a frontului, miș carea de alunecare a aerului este mai
lentă, iar dispunerea sistemului noros este invers ă frontului cald,
plafonul norilor cre ște, trecând de la norii mijlocii c ătre cei superiori.
Precipitațiile devin slabe cantitativ și cu caracter continuu (fig. 74).

9.2.1.3. Frontul rece de ordinul II

Se formeaz ă în situația în care viteza de deplasare a aerului rece este
mai mare decât în cazul frontului rece de ordinul I. Panta frontului este
abruptă (peste 90ș), astfel încât aerul cald este ridicat violent, se
formează nori Cumulus congestus și Cumulonimbus pân ă la altitudini

191foarte mari din care cad precipita ții puternice sub form ă de averse și
vânt în rafale, atât pe linia frontului cât și în fața lui, dar pe o durată
scurtă de 3-6 ore. Ploile sunt înso țite de vijelii și fenomene orajoase
(fig. 75). Vremea în fa ța frontului este deosebit de cald ă, dar cu
presiune scă zută, care scade brusc la trecerea liniei frontului. Dup ă
trecerea acestuia, presiunea atmosferic ă creș te rapid înso țită de o
scădere a temperaturii aerului și instalarea aerului rece.

Fig. 74. Frontul rece de ordinul I și vremea generat ă
Fig. 75. Frontul rece de ordinul II și vremea generat ă

1929.2.1.4. Fronturile ocluse sau mixte

Rezultă din unirea unui front rece cu unul cald și se formeaz ă în
procesul de dezvoltare a ciclonilor, atunci când frontul rece aflat în spatele celui cald se deplaseaz ă mai rapid contopindu-se cu el. În
astfel de situa ții, aerul rece din spatele frontului se une ște cu aerul rece
din fața frontului cald, iar aerul cald dintre ele se ridic ă (fig. 76). Acest
proces are loc în partea central ă a unei depresiuni (ciclon), când aerul
rece din spatele frontului rece se une ște cu aerul cald din fa ța frontului
cald. Vremea, la trecerea unui front oclus, este mohorât ă, cu
nebulozitate ridicat ă formată din nori de diferite tipuri. Baza norilor
este joasă (100-200 m iarna). În func ție de temperatura aerului rece
din fața și spatele frontului exist ă trei tipuri de fronturi ocluse: neutru,
cald și rece.

Fig. 76. Formarea frontului oclus
Sursa: Măhăra, 2001
Frontul oclus cu caracter neutru se formeaz ă atunci când masele
de aer care se întâlnesc nu au contraste mari de temperatur ă. Toate
fenomenele legate de aspectul vr emii dispar treptat predominarea
aerului descendent duce la risipirea norilor ș i la apariția unei zone de
inversiune termic ă (fig. 77).
Frontul oclus cu caracter cald se formează în situația în care
masa de aer rece care se deplaseaz ă în spatele frontului rece este mai
caldă decât masa de aer rece din fa ța frontului cald. În acest tip de
front sunt prezente trei tipuri de sisteme noroase: al fostului front cald, al frontului rece și al frontului cald inferior (fig. 78). Precipita țiile sunt
continue, dar reduse cantitativ; prim ăvara și toamna predomin ă
burnițele. În general, acest tip de front uri sunt specifice perioadei reci
a anului.

193
Fig. 77. Aspectul vremii la trecerea frontului oclus cu caracter neutru
Sursa: Stoica și Cristea, 1971

Fig. 78. Aspectul vremii la trecer ea frontului oclus cu caracter cald
Sursa: Stoica și Cristea, 1971

Frontul oclus cu caracter rece apare, îndeosebi, deasupra
continentului european în perioada cald ă a anului. Aerul rece din fa ța
frontului se înc ălzește deasupra uscatului, temperatura lui fiind
aproape identic ă cu a aerului cald transportat la înă lțime. Pe frontul

194rece inferior apare un sistem noros specific frontului rece,
precipitațiile continue se transform ă sub form ă de averse ce cad din
nori Cumulonimbus, viteza vântului cre ște, iar direc ția lui se schimb ă
(fig. 79). Masele de aer umed oceanic care p ătrund în spatele frontului
rece determin ă un grad ridicat de instabilitate a vremii, cu ploi și oraje.

Fig. 79. Aspectul vremii la trecerea frontului oclus cu caracter rece
Sursa: Stoica și Cristea, 1971

9.3. Ciclonii și anticiclonii

Aspectul și evoluția vremii sunt strâns legate de deplasarea
maselor de aer prin intermediul ciclonilor și anticiclonilor mobili, care
prezintă cea mai intens ă activitate în zona temperat ă.

9.3.1. Geneza ciclonilor ș i anticiclonilor
Problema ciclogenezei ș i anticiclogenezei are o importanță
deosebită în prognoza vremii, deoarece apariț ia, dezvoltarea și
stingerea acestor formaț ii barice implic ă participarea maselor de aer și
a fronturilor atmosferice, care prin natura și interac țiunea lor
determină aspectul vremii deasupra unei regiuni geografice. Exist ă
două teorii importante referitoare la geneza acestor formaț iuni barice:
termică și a undelor frontale .

195
9.3.1.1. Teoria termic ă a ciclogenezei și anticiclogenezei

A apărut în a doua jum ătate a secolului al XIX-lea și, deși bazată
pe legi fizice, nu a rezistat teoriilor urm ătoare. Ea are la baz ă
procesele de înc ălzire și răcire a aerului deasupra diverselor regiuni
geografice. Aerul, prin înc ălzire, devine mai uș or, se ridic ă, iar locul
lui este luat de aerul rece din zona învecinat ă. Aerul cald, prin
ascensiune, este supus mai multor for țe: de abatere, de frecare,
centrifugă. Astfel, în stratul inferior aerul se mi șcă în sensul invers
acelor de ceas, deci ciclonic, de la periferie spre centru, iar în straturile
superioare mi șcarea aerului este divergentă , de coborâre a aerului rece
care ia locul aerului cald, deci anticiclonic.

9.3.1.2. Teoria undelor frontale
A fost emisă de școala norvegian ă de meteorologie prin Bjerknes și
Solberg în anul 1920. Conform acestei teorii, de-a lungul fronturilor
atmosferice principale ce despart mase de aer clasificate pe criteriul geografic (aer rece polar și aer cald subtropical), la latitudinile medii, pe
distanțe de mii de km, apar mi șcări permanente (perturba ții) ondulatorii
care deformeaz ă frontul. Aceste deform ări pendulează către partea aerului
rece a frontului sau c ătre partea aerului cald, fr ontul luând caracterul
specific masei de aer respectiv ă. Amplitudinea miș cărilor ondulatorii
este
foarte mare, unda c ăpătând un caracter de instabilitate, iar în câmpul baric
perturbația ia aspectul de vârtej (fig. 80), treptat apare stadiul incipient al
unui ciclon, acesta se dezvoltă și apoi se stinge (fig. 81).

Fig. 80. Distribu ția curenților aerieni în procesele de ciclogenez ă și
anticiclogenez ă după teoria termic ă. Sursa: Stoica și Cristea, 1971

196

Fig. 81. Procesul de ciclogenez ă după teoria ondulatorie Bjerknes-Solberg

Fig. 82. Familii de cicloni mobili separate de un anticiclon mobil polar

În timp ce pe unda frontal ă apare un ciclon, în spatele acestuia se
formează o altă undă din care va evolua un alt ciclon etc., formându-se
familii de cicloni, primul se nume ște ciclonul principal, ceilal ți,
secundari (fig. 82). În acest mod iau na ștere familiile de cicloni mobili
extratropicali care influen țează aspectul vremii în Europa. Acest
proces se poate vedea foarte des pe h ărțile sinoptice (fig. 83).

197
Fig. 83. Stadii de evolu ție a ciclonilor (depresiuni barice) deasupra Europei
Sursa: Stoica și Cristea, 1971

9.3.1.3. Teoria advectivo-dinamic ă

Deoarece teoria undelor frontale nu poate explica formarea
anticiclonilor care urmeaz ă unei familii de cicloni, în școala
meteorologic ă rusă a apărut o nouă teorie a ciclogenezei ș i
anticiclogenezei numit ă teoria advectivă -dinamică. Prin aceast ă teorie,
formarea ciclonilor ș i anticiclonilor ar fi cauzat ă de acțiunea reciproc ă
a advecției și dinamicii, varia țiile barice ale frontului sunt cauzate de
mișcările aerului și nu datorit ă undei frontale.

9.3.1.4. Teoria turbionar ă

Această teorie eviden țiază corelațiile dintre stadiile de formare ale
ciclonilor și anticiclonilor cu deform ările câmpurilor termo-barice la
diferite în ălțimi în atmosfer ă. Esența acestei metode const ă în existen ța
mișcării turbionare (de rota ție în jurul axei) a particulelor de aer, al ături de
mișcarea laminară și cvasio rizontal ă. Prin deplasarea turbionar ă a aerului,

198structura câmpului de presiune se modific ă permanent în func ție de forma
liniilor de curen ți de aer și de evoluția turbioanelor.
Europa vestic ă este traversat ă anual, în medie, de 60-70 familii
de cicloni mobili, cu viteze care pot ajunge pân ă la 80-100 km/or ă, ce
înaintează dinspre Oceanul Atlantic spre Marea Mediteran ă (cicloni cu
deplasare normal ă). Între aceste familii de cicloni, care dau o vreme
închisă cu precipita ții, apar anticiclonii mobili care se deplaseaz ă o
dată cu ei și care determină cer senin și vreme răcoroasă.

9.3.2. Ciclonii

Ciclonul este o regiune din câmpul baric în care presiunea scade
de la periferie spre centru, unde poate avea valori minime de 1000-970
mb. Aerul se deplasează în sensul invers acelor de ceas și curenții de
aer sunt convergen ți în straturile inferioare. În mod frecvent, diametrul
unui ciclon este de 1000 km, iar suprafe țele pe care se pot dezvolta pot
atinge, în diametru, peste 3000 km.

9.3.2.1. Ciclonul tână r mobil ș i aspectul vremii
Când este cel mai bine dezvoltat, în stadiul de tinere țe, ciclonul
este alcătuit dintr-un sector de aer cald care p ătrunde în interiorul
aerului rece sub forma unei limbi. Pe partea anterioar ă se formeaz ă
frontul cald, iar pe cea posterioar ă frontul rece de ordinul II care se
deplaseaz ă foarte rapid (fig. 84). Fronturile se întâlnesc în punctul de
convergen ță al curenților, unde presiunea este cea mai sc ăzută, numit
cioc de furtun ă. La tre
cerea unui ciclon tân ăr aspectul vremii
înregistreaz ă trei faze de evoluț ie: trecerea frontului cald , trecerea
sectorului cu aer cald și trecerea frontului rece .
Frontul cald este anticipat de prezen ța vântului de sud-est și sud
și acoperirea treptat ă a cerului cu nori în urm ătoarea ordine: Cirus,
Cirrostratus, Altostratus, Nimbostratus. Încep precipita țiile liniștite pe
o suprafa ță mare, presiunea este în scă dere continu ă, iar temperatura
crește. După trecerea frontului cald, în sectorul cu aer cald care
urmează, precipita țiile înceteaz ă, cerul se însenineaz ă treptat, în timp
ce presiunea se men ține scăzută, iar temperatura ridicat ă.

199

Fig. 84. Sec țiune vertical ă printr-un ciclon temper at în emisfera nordic ă.
FP-front polar; FR-front rece; FC-front cald

Apariția frontului rece este anun țată cu o anticipa ție de 4-6 ore
de norii Cirrostratus ș i Altostratus. Apropierea norilor Cumulonimbus
este însoțită de averse de ploaie cu grindin ă și descărcări electrice.
Zona de precipita ții este îngust ă, iar presiunea scade brusc (pe
barogram ă apare o denivelare numit ă ciocul de furtun ă). După trecerea
frontului rece, vântul bate în rafale din direc ția vest și nord-vest,
presiunea cre ște în timp ce temperatura scade, precipita țiile înceteaz ă
și apar norii Altocumulus care se destram ă treptat. Vremea este rece și
senină, îndeosebi iarna. Vara, aerul rece din spatele frontului se
încălzește în timpul zilei și se pot forma nori de tip Cumulus, noaptea
cerul fiind senin și temperatura sc ăzută, astfel că amplitudinea termic ă
diurnă este mare.

9.3.2.2. Ciclonii cu deplasare retrograd ă
În afară de ciclonii cu deplasare normal ă V-E sau SV-NE, exist ă
și cicloni cu deplasare retrograd ă, inversă direcției normale. Apar în
situația întâlnirii a dou ă mase de aer cu contraste termice foarte
mari,
prin rotirea fronturilor cu aproximativ 180ș și schimbarea direc ției

200normale vest-est cu cea opus ă est-vest datorit ă împingerii puternice a
aerului rece cu vitez ă mare.
Mișcarea retrograd ă este favorizat ă de prezen ța unui baraj
orografic, cum sunt, de exemplu, Carpa ții în țara noastr ă (Bordei,
1988). Rolul acestui tip de cicloni în prognoza vremii este foarte
important și ei au fost intens studia ți de meteorologii români (A.
Doneaud, N. Be șleagă, N. Ioan- Bordei ). A. Doneaud a pus în
evidență, pentru perioada 1950-1951, existen ța în Europa a unui
număr de 14 cicloni retrograzi pe an (Doneaud, 1966).

9.3.3. Anticiclonii

Anticiclonul este o form ă barică cu presiune ridicat ă în centrul
lui (valorile maxime pot dep ăși 1035 mb.) și gradienți barici orizontali
foarte mici. Curenț ii de aer sunt divergen ți în plan orizontal (fig. 85),
iar în sens vertical mi șcările aerului sunt descendente, ce determin ă
încălzirea adiabatic ă a aerului și apariț ia inversiunilor termice.
Divergența vânturilor la suprafa ța terestr ă determin ă absența
fronturilor atmosferice, cu excep ția periferiilor anticiclonilor.

Fig. 85. Structura orizontal ă a unui anticiclon

201
9.3.3.1. Anticiclonii mobili polari

Anticiclonii, și mai ales, cei mobili polari, au un rol important în
dinamica aerului și circula ția meridianală a acestuia dinspre
latitudinile înalte spre cele joase. În 1996, M. Leroux și-a fundamentat
teoria referitoare la circula ția aerului troposferic pe existenț a și
transportul aerului rece polar prin intermediul acestor anticicloni
mobili polari (A.M.P.)3.
Un anticiclon mobil polar se formeaz ă în regiunile polare
(Arctica, Antarctica, Alaska, Groenlanda, Siberia), cu temperaturi
foarte scăzute și presiunea aerului foarte ridicată . În aceste condi ții se
formează regiuni vaste anticiclonice cu aer foarte rece, care se
deplaseaz ă constant spre regiunile temperate datorit ă creșterii masei
de aer răcite, coroborate cu forț a centrifug ă ce se dezvolt ă din
mișcarea de rota ție a planetei. Dislocarea unui A.M.P. duce la apariț ia
unei depresiuni barice, care va atr ăgea aerul cald dinspre latitudinile
joase. În regiunile polare, aerul se ră cește puternic ș i genereaz ă un nou
A.M.P. Se formeaz ă, astfel, un transfer meridional continuu de aer
cald spre poli și aer rece în sens invers. Un anticiclon mobil polar se
formează la 1,1 zile, în tot cursul anului, cu o medie anual ă de 329 de
A.M.P.-uri. Vara, traiectoriile lor sunt mai slabe în compara ție cu cele
din timpul iernii, când înainteaz ă puternic în regiunile tropicale.

9.3.3.2. Aspectul vremii în anticiclon

Vremea în regim anticiclonic se caracterizeaz ă prin mare
stabilitate termo-baric ă, cerul este senin, cu precipita ții inexistente sau
slabe cantitativ, perioade de secete cu diferite durate și intensități, cu
temperaturi foarte sc ăzute iarna și foarte ridicate vara, deci cu
amplitudini termice anuale ma ri. Viteza vântului este slab ă, de obicei,
predomină calmul atmosferic.
În timpul verii, în urma r ăcirii radiative nocturne, se poate forma
ceața de radia ție, car e dispare treptat o dată cu apariția Soarelui. De
asemenea, înc ălzirea puternic ă a aerului în timpul zilei duce la apari ția
convecției termice slabe ș i formarea norilor Cumulus de timp frumos
(Cumulus humilis). În partea sudic ă a anticiclonului vremea este
secetoasă în timpul verii, când activitatea de ciclogenez ă din Marea
Mediteran ă este slabă .

3 Subiectul este dezvoltat în capitolul 2 Factorii generatori ai climei
din cursul de Climatologie

202În timpul iernii se pot produce inversiuni de temperatur ă. La
suprafața solului ră cit, mai ales în prezen ța stratului de z ăpadă, se
înregistreaz ă temperaturi foarte sc ăzute, zile geroase consecutive, în
care temperatura aerului poate coborî la valori de –25 °C…-30°C și
chiar mai jos, îndeosebi în depresiunile intramontane și în văile
adânci, în timp ce la în ălțime, pe culmile mun ților, aerul este mai cald.
În partea anterioar ă a anticiclonului, în regiunile geografice
aflate sub influen ța acestuia, vremea este rece, iarna geroas ă, cu
ninsori intermitente, vara este instabil ă și răcoroasă, cu ploi ce pot
avea caracter de avers ă, specifice frontului rece al ciclonului.
În sectorul sudic al anticiclonului, vremea este închis ă cu
precipitații abundente, deseori cu ninsori viscolite, când Marea
Mediteran ă este activ ă din punct de vedere ciclogenetic.
În spatele anticiclonului, vremea este influen țată de frontul cald
al depresiunii care înainteaz ă. În consecință , vremea va fi mohorât ă cu
precipitații slabe cantitativ, dar de durat ă (ploi moc ănești).

9. 4. Prognoza meteorologic ă

Se mai nume ște și prevederea vremii sau timpului și reprezint ă
scopul princ
ipal al activit ății în meteorologie, cu grad mare de
aplicabilitate practic ă.
Prognoza vremii înseamn ă, de fapt, o anticipare pentru un
anumit interval de timp (3-6 ore- know casting , 3,5,7,10 zile), a
evoluției condițiilor meteorologice într-o regiune geografic ă oarecare.
Ea se realizeaz ă în urma interac țiunii unor factori având la baz ă
observațiile meteorologice vizuale și instrumentale efectuate la sta țiile
meteorologice din re țeaua națională (în România, în prezent 160, din
care 80 automatizate) la aceleaș i ore de observa ție, conform normelor
O.M.M., transmise prin telefon, radio, teleimprimatoare, re țea de
computere etc., la serviciile sau filiale teritoriale (în num ăr de 7) ș i cel
central, Administra ția Națională de Meteorologie. Pe baza acestor date
se întocmesc h ărțile sinoptice de baz ă, pe care sunt înscrise, în dreptul
fiecărei stații sinoptice, datele codificate ale parametrilor
meteorologici m ăsurați. Fiecare centru na țional selecteaz ă datele
primite și le transmite prin radio-tele grafie sau teletip centrelor
subregionale. Pentru Europa aceste centre subregionale sunt: Paris, Stockolm, Bracknell, Moscova, Roma, Offenbach, Praga. De aici, mesajele sunt transmise și recepționate prin radio și radioteletip
(R.T.T.) de serviciile de prognoz ă din Europa.

203

Fig. 86. Harta sinoptic ă la sol deasupra Europei în data de 22.I.2004
ora 00 UTC. H – presiune ridicat ă; L – presiune sc ăzută.
Sursa: Meteo France
Fig. 87. Harta sinoptic ă din ziua de 10.04. 1965-00h TMG

204În scopul asigură rii transmiterii la anumite ore a informa țiilor
meteorologice, fiecare serviciu na țional de prognoz ă a vremii este
conectat la re țeaua interna țională de teleimprimare din Europa
(R.I.T.M.E.). În urma moderniz ărilor efectuate, actualmente,
transmiterea h ărților sinoptice și a buletinelor meteorologice se
realizează prin intermediul dispozitivelor foto-înregistratoare, facsimil
fotoinscriptor, toate automatizate și cuplate prin canale de
telecomunica ție sau prin radio.
Fig. 88. Harta topografiei barice la 500 mb

Pe baza tuturor acestor date se întocmesc h ărți sinoptice la sol
(fig. 86, 87), h ărți de varia ție a câmpului baric la sol, h ărți ale
câmpului de geopoten țial din altitudine, h ărți ale topografiei barice la
diferite altitudini (fig. 88), h ărți ale temperaturii aerului la ora 1 și ale
precipitațiilor din întreaga Europ ă la orele 7 și 19 etc.

205În prognoza meteorologic ă, pe lângă aceste metode și mijloace
se folosesc, din ce în ce mai mult, imaginile ob ținute cu ajutorul
radarului și sateliților meteorologici și se utilizeaz ă calculatoare
performante pentru rularea modelelor atmosferice.

9.4.1. Radarul și prognoza meteorologic ă

Radarul meteorologic este un aparat prin care se primesc informa ții
referitoare la pozi ția sistemelor noroase, cantitatea de ap ă potențială a
acestora, felul norilor, evoluț ia fronturilor atmosferice și a sistemelor
noroase acompaniatoare, anticiparea form ării și evoluției fenomenelor de
risc meteorologic: grindin ă, oraje, ploi toren țiale (fig. 89), perioade de
secetă, cicloni tropicali, tornade etc. Prin intermediul radarului se poate
observa cu precizie o regiune geografic ă mai mare sau mic ă, distanța pentru
determinări sigure variind în func ție de tipul și performan ța radarului. În
România, în ultimii ani, teritoriul geografic al țării este analizat cu ajutorul
radarelor Doppler, cu care au fost utilate centrele meteorologice teritoriale
principale: Bucure ști, Craiova, Timi șoara, Cluj, Ia și și Constanța. Acest tip
de radar, american, poate supraveghea cu precizie regiunea respectiv ă pe o
distanță de 300 km. Datele ob ținute zilnic, din or ă în oră, sau continuu, sunt
transmise centrelor teritoriale de prognoz ă, Centrului Na țional de Prognoz ă
din Bucure ști, recent modernizat, aeroporturilor, direc țiilor teritoriale hidro-
meteorologice, prin hă rți radar, mesaje în clar și codificate. Acestea dau
informații asupra în ălțimii și direcției de deplasare a norilor, a fenomenelor
meteorologice acompaniatoare, a distribu ției precipita țiilor pentru
anticiparea viiturilor și inunda țiilor, a producerii fenomenelor
meteorologice periculoase, pentru care se dau avertiz ări.

Fig. 89. Reflexia semnalelor radar de la grindin ă și sol. Sursa: M ăhăra, 2001

206Prin intermediul mesajelor codificate, datele sunt transmise pe
tot continentul european conform codului stabilit de O.M.M.

9.4.2. Sateliții și prognoza meteorologic ă

O dată cu lansarea în spa țiu a sateli ților artificiali ai P ământului
(1957 în U.R.S.S. și 1958 în S.U.A.) a început s ă se dezvolte o știință
nouă , meteorologia satelitar ă, care studiaz ă fenomenele din atmosfer ă
și de la suprafa ța solului, folosind observa țiile efectuate de sateliț i
meteorologici din spa țiul cosmic.
Sateliții meteorologici sunt orbitali ș i geostaț ionar i.
Sateliții orbitali sunt plasa ți pe orbite circulare la în ălțimi
cuprinse între 400 km și 1500 km. Majoritatea sateli ților experimentali
sau opera ționali intr ă în aceast ă categorie. Ei fotografiaz ă porțiuni
înguste de teren, înconjurând planeta de 14 ori în 24 de ore.
Sateliții geostaționari au pozi ții fixe deasupra anumitor zone de
pe suprafa ța terestră, în apropierea ecuatorului geografic, la o în ălțime
de 36 000
km. Fotografiaz ă suprafețe mari de teren, cuprinse
aproximativ între paralelele de 45 °N și 53°S.
Cei mai importanț i sateliți meteorologici sunt, în ordinea
apariț iei lor: TIROS, NIMBUS, ESSA, ITOS, NOAA, ATS, SMS,
GOES (americani), COSMOS, METEOR (sovietici), POOLE și
EOLE (francezi), METEOSAT (Agen ția spațială a Europei de Vest),
GMS (japonezi) etc.
Prin intermediul sateli ților meteorologici sunt studiate: evoluț ia
formațiunilor noroase (fig. 90), pozi ționarea ciclonilor mobili
extratropicali (fig. 91), deplasarea ciclonilor tropicali (fig. 92),
temperatura și umezeala atmosferic ă și a solului, componentele
bilanțului radiativ-caloric al P ământului, circula ția atmosferic ă,
concentra ția gazelor cu efect de ser ă antropic etc. Ace ști sateliț i sunt
folosiți și pentru culegerea și retransmisia datelor meteorologice de la
stațiile automate cu amplasamente diferite.
Prin intermediul sateli ților geofizici sunt cercetate straturile
superioare ale atmosferei cu m ăsurători referitoare la: gazele
componente, temperatura, densitatea, ionizarea, radiaț iile cosmice și
solare, concentra ția de ozon, oxigenul molecular etc.
Imaginile satelitare sunt prelucrate și descifrate în laboratoarele
de specialitate, ce apar țin institutelor meteorologice, de c ătre persoane
școlite în acest sens. Imaginile astfel ob ținute, folosite în prognoza
meteorologic ă, sunt prezentate sub form ă de i
magini fotografice

207succesive primite pe fotoband ă, obț inând un fotomontaj (în special
pentru suprafe țe continentale sau oceanice, nori, cea ță, zăpadă, gheață)
sau sub form ă de hărți ale norilor (nefoh ărți).

Fig. 90. Imagine satelitar ă a formațiunilor noroase care au determinat c ăderile
masive de z ăpadă din 25. 01. 2004 în România

9.4.3. Modele matematice atmosferice și prognoza meteorologic ă

O prognoz ă meteorologic ă, cu un grad ridicat de realizare, nu se
poate efectua decât prin colaborare a dintre centrele meteorologice
regionale și folosirea unor modele matematice atmosferice performante.
În acest sens, în România, în urma colabor ării și acordului cu Meteo
France, așa cum declara recent (iulie, 2005) Directorul general al A.N.M.,
dr. Ion Sandu, la emisiunea „Cum v ă place” de la Postul Na țional de
Radio, sunt rulate permanent modele care folosesc ca date de intrare,
ieșirile modelului Arpège de la Meteo France. Cu cât acestea sunt mai
detaliate pentru condi țiile României, cu atât gradul de precizie a
prognozelor meteorologice este mai ridicat.

208

Fig. 91. Imagine satelitar ă a formațiunilor noroase ale unui ciclon mobil
deasupra Europei

În scopul obț inerii unor rezultate performante în activitatea de
prognoză meteorologic ă pentru România a fost nevoie, pe de o parte,
de perfecționarea meteorologilor români în țări cu renume în domeniu,
ca Franța, Germania, Anglia, iar pe de alt ă parte, de investi ții în
aparatură modernă. În prezent, Centrul Na țional de Prognoz ă din
cadrul A.N.M. este dotat cu calculatoare performante, antene de mare putere pentru recep ționarea imaginilor satelitare, iar radarul Doppler
este din genera ția celor mai noi și performante.
Și rezultatele se v ăd!

209
Fig. 92.Imagini satelitare (NOAA) succesive ale uragan ului Katrina în
Oceanul Atlantic și Golful Mexic în anul 2005

Prognozele emise sunt foarte sigure (cu procent ridicat de
realizare, peste 75%), precum ș i avertizările pentru fenomenele
meteorologice periculoase, care s-au produs, din nefericire, în num ăr
impresionant pe teritoriul țării, cu deosebire ploile toren țiale și
inundațiile catastrofale din anul 2005.

210
BIBLIOGRAFIE

Apetroaei, Șt. (1983), Evaluarea și prognoza bilan țului apei din sol , Editura
Ceres, Bucure ști.
Apostol, Liviu (2000), Curs de Meteorologie și Climatologie , Editura
Universitatea Suceava.
Bacinschi, D., (1962), Meteorologie și Climatologie , Editura Didactic ă și
Pedagogic ă, București.
Bacinschi, D., Burciu, Gh. (1981), Meteorologie , Editura Did. și Ped. Bucureș ti.
Bâzâc, Gh. (1985), Din istoria meteorologiei , Editura Științifică și Enciclopedic ă,
București.
Berbecel, O., Stancu, M., Ciovic ă, N., Jianu, N., Apetroaei, Șt., Socor, Elena,
Rogodjan, Iulia (1970), Agrometeorologie. Editura Ceres, Bucure ști.
Bogdan, Octavia (1995), Un caz excep țional de grindin ă la Constan ța (1iulie
1992), SC Geogr., XLII .
Bogdan, Octavia, Niculescu, Elena (1999), Riscurile climatice din România ,
Academia Român ă, Institutul de Geografie, Bucure ști.
Chiotoroiu, Brîndu șa (1997), Variațiile climei la sfâr șitul mileniului II , Editura
Leda, Constan ța..
Ciu
lache, S. (2002), Meteorologie și Climatologie , Editura Universitar ă,
București.
Ciulache, S., Ionac, Nicoleta (1995), Meteorologie grafic ă, Editura Universit ății
București.
Ciulache, S., Ionac, Nicoleta (2003), Dicționar de Meteorologie și Climatologie ,
Ars Docendi, Bucure ști.
Dissescu, C., A., Luca, I., Tudor, M., D ăbuleanu, M., L., Șoltuz, V., (1971),
Fizică și Climatologie agricol ă, Editura Didactic ă și Pedagogic ă,
București.
Donciu, C. (1983), Evapotranspira ția și bilanțul apei din sol în România , Mem.
Secț. Șt. Seria IV, VI, 2.
Donciu, C., Gogorici, Ecaterina, Jianu, V., Ro șca, V., (1966), Contribuție la
studiul corela ției dintre temperatura suprafe ței solului, temperatura
aerului și temperatura în stratul arabil în zonele de șes din sudul ș i vestul
țării, Culegere de Lucr ări ale Institutului de Meteorologie, Bucure ști.
Doneaud, A., Be șle agă, N. (1966), Meteorologie sinoptic ă, dinamic ă și
aeronautic ă, Editura Didactic ă și Pedagogic ă, București.
Dragomirescu, Elena, Enache, L., (1998), Agrometeorologie , Editura Didactică și
Pedagogic ă, București.

211Drăghici, I. (1988), Dinamica atmosferei , Editura Tehnic ă, București.
Dumitrescu, Elena (1973), Curs de Meteorologie și Climatologie , vol. I,
Meteorologie, Centrul de multiplicare al Universit ății din Bucure ști.
Erhan, Elena (1988), Curs de Meteorologie și Climatologie , Partea I
Meteorologie, Universitatea Al. I. Cuza, Ia și.
Erhan, Elena (1999), Meteorologie și Climatologie practic ă, Editura Universit ății
Al. I. Cuza, Ia și.
Fărcaș, I., Croitoru, Adina-Eliza (2003), Poluarea atmosferei și schimbările
climatice , Casa Cărții de Ș tiință, Cluj-Napoca.
Gloyne, R. W., Lomas, J. (1980), Lectures note for training class II and class III
agricultural meteorological personell , W.M.O., Geneva, Switzerland.
Gogorici, Ecaterina, Jianu, V., Donciu, C., (1964), Studiul supra adâncimilor de
îngheț ale solului , Hidrotehnica, 9, 12, Bucure ști.
Ielenicz, M. (2000), Geografie General ă, Geografie Fizic ă, Universitatea Spiru
Haret , Editura Funda ției România de Mâine , București.
Ion-Bordei, Ecaterina, C ăpșună, Sim ona (2000), Curs de Meteorologie și
Climatologie, Universitatea Ecologic ă, București.
Ion-Bordei, Ecaterina, Dima, Viorica, Popescu, Delia (2000), Lucră ri practice de
Meteorologie și Climatologie , Universitatea Ecologic ă, București.
Ion-Bordei, N. (1988), Fenomene meteorologice induse de configura ția
Carpaților în România, Editura Academiei Române, Bucure ști.
Leroux, M. (1996), La dynamique du temps et du climat . Editura Masson, Paris,
France.
Marcu, M. (1983), Meteorologie și climatologie forestier ă, Universitatea
Transilvania, Bra șov, România.
Măhăra, Gh. (2001), Meteorologie , Editura Universit ății din Oradea.
Negulescu, E., G., St ănescu, V. (1964), Dendrologia, cultura și protecț ia
pădurilor , vol. I, Editura Didactic ă și Pedagogic ă, București.
Niculescu, Elena (1997), Extreme pluviometrice pe teritoriul României în ultimul
secol , SC Geogr., XLIV.
Pop, Gh. (1988), Introducere în Meteorologie și Climatologie , Editura Ș tiințifică
și Enciclopedic ă, Bucureș ti.
Povară, R odica, (2000), Riscul meteorologic în agricultur ă. Grâul de toamnă .
Editura Economic ă, București.
Povară, Rodica (2000), Drought, hazardous meteorological phenomenon to
agriculture in Romania, Proceedings of Central and Eastern European
Workshop on Drought Mitigation, Budapest – Felsögöd, Hungary, 12-15 April.
Povară, Rodica (2001), Extreme meteorologice în anul agricol 1998-1999 pe
teritoriul României , Simpozionul „100 de ani de Înv ățământ Geografic
Românesc”. Com. Geogr. vol. V. Editura Universitatea Bucure ști.
Povară, Rodica (2002), Impactul excedentului de precipita ții asupra agriculturii,
Studii și Cercetări de Geografie, Academia Român ă, Institutul de
Geografie și ASE, Bucureș ti.

212Povară, Rodica (2004), Climatologie general ă, Editura Funda ției România de
Mâine , București.
Povară, Rodica (2005), Particularit ăți ale precipita țiilor atmosferice în Mun ții
Apuseni, cu privire special ă asupra perimetrului Gârda de Sus – Gheț ari-
Ocoale-Poiana Că lineasa . Analele Universit ății Spiru Haret , Seria
Geografie, nr. 7. Editura Funda ției România de Mâine .
Povară, Rodica, Heri șanu, Gh. (2003) – Particularit ățile regimului radiativ și ale
duratei de str ălucire a Soarelui cu impact asupra ecosistemelor naturale și
cultivate din Munț ii Apuseni. Analele Universit ății Spiru Haret, seria
Geografie, nr. 5, Editura Funda ției România de Mâine , Universitatea Spiru
Haret , București.
Trufaș, Constanța (2003), Calitatea aerului , Editura Agora, C ălărași.
Țâștea, D., Bacinschi, D., Radu, N. (1965), Dicționar meteorologic , C.S.A.,
I.
M.H. Bucure ști.
Săndoiu, Fulvia, Ileana (2000), Agrometeorologie , Editura Ceres, Bucure ști.
Săndoiu, Fulvia, Ileana (2003), Fizică și Elemente de Biofizic ă cu aplicații în
agricultur ă, Editura Alma Mater, Sibiu.
Stoica, C. (1954), Puternica ră cire din perioada 24 – 28 ianuarie 1954 , Buletinul
Obs. Meteor. VII, XXIV , București.
Stoica, C., Cristea, N. (1971), Meteorologia general ă, Editura Tehnic ă,
București.
Strahler, A., N. (1973), Geografie fizic ă, Editura Științifică, București.
Topor, N. (1964), Ani ploioși și secetoși, C.S.A., IMC, Bucure ști.
Văduva, Iulica (2003), Meteorologie, Îndrum ător de lucr ări practice , Editura
MondoRO, Bucure ști.
Văduva, Iulica (2004), Clima României. Note de curs , Editura Universitar ă,
București.
Văduva, Iulica (2005), Caracteristici climatice generale ale Podi șului Dobrogei
de Sud , Editura Universitar ă, Bu curești.
*** (1980 – 1996), Bulletin de l' OMM , Genève, Suisse.
∗∗∗ (1983), Geografia României, I, Geografia fizic ă, Editura Academiei.
∗∗∗ (1986), Instrucțiuni pentru observarea, identificarea, și codificarea norilor și
a fenomenelor meteorologice . I.N.M.H. Bucure ști.
∗∗∗ (1995), Instruc țiuni pentru staț iile meteorologice , I.N.M.H., Bucure ști
*** (2003), Ziua Mondial ă a Meteorologiei, Climatul de Mâine , Mesajul prof.
G.O.P.Obasi, Secretar General al O.M.M.
http:/www.computergames.ro
http:/www.ntua.gr./weather/satelite.html http:/www.nnvl.noaa http:/rsd.gsfc.nasa.gov http://www.australiasevereweather.com/Jimmy Deguara