Particularitati Specifice a Metodelor de Inregistrare a Parametrilor Fizici Ai Atmosferei

Studiul particularilatilor specific a metodelor de inregistrare a parametrilor fizici ai atmosferi

Annotation

Master thesis "Study particularilatilor recording specific methods of physical parameters of the atmosphere" of the master cheese Diana, specialty, procedures and methods of measurement in Ingeneria Emvironmental "Chisinnău 2014.

Thesis consists of an introduction, two chapters, conclusion, bibliography. Chapter I contains a theoretical background on the main parameters of the atmosphere, they are temperature, pressure, humidity relative.In Chapter II are described characteristics of devices used to determine the physical parameters of the atmosphere and temperature analysis used classic recording shortcomings, and with electronic devices sensor Ingeneria use in the environment.

Aims to study aimed traditional methods for determining the physical parameters of the atmosphere and evidientierea errors in measurements carried out by different methods

Keywords: atmosphere, temperature, pressure

Cuprins

Întroducere

Capitolul I : Studiul literaturii refirator la metode de determinare a parametrilor

atmosferice.

1.1 Formarea si evoluti atmosferei

1.2 Structura atmosferei

1.3 Caracteristicile stratului atmosferic

1.4 Componentii principali ai atmosferii

1.5 Componentii minori ai atmosferii

1.6 Tipuri de atmosfera

1.7 Aerul atmosferic

1.8 Procese adiabate ale aerului uscat

1.9 Temperatura potentiala

1.10 Umiditatea

1.11 Presiunea atmosferica

1.12 Vintul

Capitolul II : Partea experimental. Tehnici si metode de masurare a parametrilor fizici ai atmosferei

2.1 Determinarea presiu atmosferice

2.2 Determinarea umiditatii aerului

2.3 Determinarea masurarii vintului

2.4 Determinarea temperaturii aerului atmospheric

Introducere

Meteorologia sa dezvoltat odata cu trecerea timpului. Ea a progreseat din toate puuctele de vedere și în privința tehnologiilor și in privința calificării a lucrarilor. Ea a devenit o parte component a viețeii cotidiene și de aceea persist necesitatea de a avea date cit mai concrete. Despre aceste metode si modul lor de functionare vom vorbi in aceasta lucrare.Progresele, perspectivele lor si tendintele spre viitor.

Actualitatea temei: În legatură cu incalzirea globala una din directiile prioritare in Îgeneria Mediului este monitorizarea proceselor atmosferice, care se modifică datorită impurităților care conduc efectul de seră. Metodele moderne de inregistrare a parametrilor fizicii ai atmosferei pîna in present nu acoperă necesitatiile inregistrarii acestei parametric .De aceea se mai folosesc si metode traditionale de inregistrare.Pentru acordarea rezultatelor obtinute prin diferite metode este necesar de studiat specificul lor si evidentierea erorilor specificul lor si evidentierea erorilor obtinute in aceste conditiii.

Scopul: Lucrarii reprezinta studiul metodelor traditionale de determinare a parametrilor fizicii ai atmosferei si evidentierea erorilor care apar in rezultatul efectuarii masurarilor prin diferite metode. Studierea timpului ca realitate obiectiva, a variației acestuia în timp și spațiu constituie sarcina pricipală a meteorologiei.

În sarcina meteorologiei mai intră și elaborarea metodelor de influența activă asupra timpului. Însă metodele de influeență activă pot fi eficace numai daca fenomenele și procesele meteorologice sînt studiate profund și daca se descoperă natura lor interioară. Cunoașterea temeică a legilor fenomenelor și proceselor meteorologice dă posibilitatea găsirii unor metode de influență activă asupra timpului, care permit înlaturarea ale fenomenelor meteorologice, care sînt cele mai convenabile pentru activitatea practică a amului.

CAPITOLUL I : Studiul literaturii refirator la metode de determinare a parametrilor atmosferice

1.1 Formarea și evoluția atmosferei

La începuturile istoriei sale (cu multe milioane de ani în urmă), Pământul era format din gaz și praf solar. În urma ciocnirilor cu meteori sau comete. Încet, încet, metalele grele (nichel sau fier s-au adunat, formând nucleul planetar, în timp ce elementele mai ușoare, care conțin carbon, au rămas la suprafață. Pe măsură ce masa planetară a început să crească gazele grele au început să fie captate în procesul de solidificare a rocilor. Gazele ușoare captate de Pământ, adică metanul, amoniacul și hidrogenul au rămas la suprafață, formând atmosfera originară a Pământului, complet lipsită de oxygen [1]. Radiația UV emise de Soare, foarte intensă la început, a avut ca efect ruperea moleculelor de metan sau amoniac și eliberarea de hidrogen, care, fiind foarte ușor, nu a putut fi reținut în atmosferă. Gazele care fuseseră captate sub suprafața terestră au început să fie eliminate, mai ales ca urmare a erupțiilor vulcanice, astfel încât în atmosferă au început să se acumuleze bioxidul de carbon, azotul și vaporii de apă. Ca urmare a condensării acestora din urmă și a ploilor grele și de lungă durată s-au format oceanele. Cantități mari de bioxid de carbon au fost astfel îndepărtate din atmosferă și transportate în roci sau în apa oceanelor. Prin fotoliza vaporilor de apă și a CO2 s-a format oxigenul, la început în cantitate mică. Se crede la ora actuală că viața a apărut în oceane sub forma unor tipuri de bacterii care supraviețuiesc doar în medii lipsite de oxygen [4].

Abia după ce au apărut primele forme de alge a început acumularea de oxigen în atmosferă, ca produs rezultat în urma fotosintezei. În același timp același proces de fotosinteză a dus la scăderea dramatică a procentului de CO2 și la înlocuirea acestuia cu oxygen [6].

1.2 Caracteristicile straturilor atmosferice

Datorită variabilității mari a temperaturii, compoziției, dinamicii atmosferei, există mai multe criterii de clasificare a structurii sale.

Un prim criteriu, cel mai folosit, este modul de variație a temperaturii cu altitudinea. Se definește gradientul vertical de temperatură ca fiind variația temperaturii pe unitatea de înălțime :

(1.1)

In funcție de valorile lui y, atmosfera se împarte în câteva straturi orizontale, fiecare dintre ele caracterizate de o anumită variație a temperaturii cu înălțimea. Acestea sunt (fig.1.1):

• troposfera, cuprinsă între 0 și 10 (poli) –18 (ecuator) km

• stratosfera, cuprinsă între 12-15 și 45-55 km

• mezosfera, cuprinsă între aproximativ 50 și 80-85 km

• termosfera, cuprinsă între 80 și 800 km

• exosfera, la altitudine mai mare decât 800 km.

Un criteriu alt de divizare a atmosferei este omogenitatea acesteia. Atmosfera este omogenă sub aproximativ 100 km, zonă numită homosferă, și heterogenă la altitudini mai mari, strat care se numește heterosferă. Aici densitatea mică a aerului duce la fracționalitatea constituenților gazoși [10].

Troposfera este cea mai joasă pătură a atmosferei și vine în contact direct cu suprafața Pământului. Temperatura scade treptat, de la o medie de 10° C până spre valori de -50°C. Gradientul temperaturii este aproximativ 6 – 7° C/km. În troposferă se găsește cea mai mare parte a vaporilor de apă. Aici se formează norii, precipitațiile, ceața.

La rândul ei, troposfera se împarte în:

– stratul inferior (0-2 km) sau stratul limită planetar, în care are loc mișcarea turbulentă a aerului, schimburile active de căldură, transformările importante de fază.

– stratul mijlociu (2-7 km) în care umiditatea scade mult astfel încât masele noroase ce se formează aici aduc precipitații slabe.

– stratul superior (7-12 km) în care umiditatea este și mai scăzută, temperatura este deja mult sub 0° C și norii sunt formați numai din gheață și nu aduc precipitații.Zona de tranziție dintre troposferă și stratul superior se numește tropopauză, unde temperatura este constantă, aproximativ -50°C [5].

În straturile inferioare ale stratosferei temperatura este scăzută însă crește rapid pe măsurăce altitudinea crește, atingând la limita superioară valori de 10-20°C. Termenul de stratosferăsugerează existența straturilor. Compoziția chimică diferă de cea a troposferei, în primul rânddatorită prezenței ozonului, care se află (aproape) în totalitate în stratosferă. Acesta este răspunzător pentru încălzirea stratosferei superioare, care are loc ca urmare a faptului că este eleste caracterizat de existenței unor linii puternice de absorbție a radiației UV și IR care provine de la Soare. Vaporii de apă sunt în cantități reduse. Un fenomen specific este prezența, în jurul altitudinii de 25 km, a unor starturi subțiri de nori sidefii, formați din apă suprarăcită. Gradientul negativ de temperatură (temperatură mai mare în straturile de la altitudine mai mare) face castratosfera să fie relativ stabilă în sensul că turbulențele și dezvoltarea mișcărilor verticale ale aerului sunt limitate. Stratosfera este separată de mezosferă prin stratopauză.[5]

Regiunea dintre troposferă și mezosferă se numește atmosfera medie, troposfera este situată în atmosfera joasă iar mezosfera și termosfera constituie atmosfera înaltă.

În mezosferă presiunea este de 200 de ori mai mică decât cea de la suprafața Pământului iar temperatura scade rapid cu înălțimea, ajungând la -70°C în apropiere de 80 km, astfel încât în această regiune gradientul vertical al temperaturii este mare. Ca urmare, dinamica atmosferică este foarte activă, astfel încât vânturile pot atinge valori foarte mari, de sute de km/h. [5]

În partea superioară se întâlnesc norii argintii formați din particule de gheață. Mezopauza, zona de tranziție dintre mezosferă și termosferă, este o regiune în care proprietățile atmosferei, atât în ce privește compoziția cât și în ce privește desfășurarea proceselor atmosferice, se modifică esențial. Termosfera este un strat cu proprietăți mult diferite de cele ale straturilor de desubt, prezentate mai sus. Deoarece radiația solară este puternic absorbită la altitudini mari, temperatura crește repede, ajungând la 1500°C astfel încât gradientul vertical al temperaturii este negativ. Compoziția aerului se modifică radical ca urmare a ionizării puternice datorate componentei UV din radiația solară, ce are ca efect disocierea moleculelor de O2 , CO2 , NO și apariția gazelor atomice. În plus componenta ionizată, rezultatul fotoionizării și al altor procese de ionizare (schimb de sarcină, etc.), devine din ce în ce mai importantă. Ca urmare, densitatea particulelor încărcate electric crește cu înălțimea, componenta neutră devine din ce în ce mai puțin reprezentată iar procesele atmosferice sunt dominate de componenta ionizată adică de plasma ionosferică. Cel mai spectaculos exemplu al unui astfel de proces este aurora polară, care are loc în termosfera joasă (la 100-150 km). Mai puțin spectaculos, însă de o importanță covârșitoare, este fenomenul de transmitere a undelor radio la distanțe mari, care are la bază reflecția acestora pe diferite straturi ionosferice. [5]

În sfârșit, exosfera, stratul ultim al atmosferei, separată formal de termosferă prin termopauză, este caracterizată de temperaturi foarte mari. Atracția gravitațională la altitudinile corespunzătoare exosferei scade mult, astfel încât particulele de gaz se împrăștie în spațiul cosmic, fenomen denumit disipație. Componenta neutră este practic nulă iar densitatea este extrem de mică (distanța dintre două particule este în jur de 100 km!) [5].

1.4. Componenții principali ai atmosferei.

Masa atmosferei este concentrată în proporție de aproape 99.9 % sub altitudinea de 100 km; mai mult de 90% din atmosferă se află sub 20 km altitudine.

Constituenții principali sunt:

• Azotul molecular, N2, cu o concentrație volumică medie de 78%, care este un gaz pasiv a cărui proporție rămâne nemodificată până spre 100 km. La altitudini mai mari el disociază sub acțiunea radiațiilor solare și se transformă în gaz atomic.

Oxigenul molecular, O2 , ce ocupă 21% din aerul atmosferic, cu rol important din punct de vedere fizic în absorbția componentei UV din radiația solară. Oxigenul molecular disociază și el și, în urma reacției dintre oxigenul atomic și cel molecular,formează ozonul.

Argonul, Ar, în concentrație de 0.9%, care este un gaz nobil, inert. [8]

Componenții principali însumează 99.9% din aerul atmosferic (pentru altitudini de până 100 km). Restul de 0.1% este reprezentat de totalitatea celorlalți constituenți gazoși, care includvaporii de apă, bioxidul de carbon (CO2 ), ozonul (O3), metanul (CH4 ), neonul (Ne), heliu (He) și oxizi azotului.

Dioxidul de carbon, CO2, este un component natural al aerului, în concentrație volumică de 0.03% sau 300 ppmv. El absoarbe și radiază energia termică în spectrul IR al acesteia. Acesta este inert din punct de vedere chimic departe de suprafața terestră. El este produs în mod natural la suprafața terestră însă și ca urmarea a activităților umane. Arderile de combustibil au mărit concentrația de CO2 din atmosferă. Se pare că creșterea acestui constituent se situează la un nivel de 15% în ultima jumătate de secol. Este știut că acest gaz are proprietatea de a absorbi radiația emisă de Pământ și deci are efect de seră. Cu cât concentrația sa este mai mare cu atât efectul deseră devine mai important. Una din consecințe este, se pare, creșterea temperaturii globale din ultimii ani, despre care unii oameni de știință afirmă ca se va accentua în viitor.Vaporii de apă sunt cea mai importantă dintre componentele tip urmă. Aceștia suntconcentrați într-un strat adiacent subtire suprafeței Pământului, de cca 2 km, într-un raport de amestec de aproximativ 20 g/kg [11].

Apa este prezentă în atmosferă sub toate formele posibile, lichidă, solidă și gazoasă, și generează ceață nori, ploaie, ninsoare. Distribuția ei este foarte variabilă atât în spațiu (pe orizontală și verticală) cât și în timp și depinde de relief, anotimp, localizare geografică, dinamica atmosferei,etc. Concentrația apei (în speță a vaporilor de apă) variază de la aproximativ 3% la suprafața Pământului (cât este în ceața caldă) până la 4-6 ppmv, sau 0.0004 – 0.0006 % în stratosferă. Concentrația de vapori de apă variază și cu latitudinea, având maximul la Ecuator și descrescând ușor către poli, unde concentrația lor este foarte mică (raport de amestec sub 5 g/kg). este un element foarte important în înțelegerea fenomenelor meteorologice și a climatului. Vaporii de apă sunt activi din punct de vedere fizic, absorb și radiază energia termică (energia radiativă din domeniul IR) de la suprafața Pământului. Ei sunt elementul esențial în formarea norilor din troposferă, în activarea și formarea unor particule din stratosferă, cum ar fi aerosolii și un anumit tip de nori ce se formează la temperaturi foarte joase, norii polari stratosferici . [7]

Ozonul, O3 este de o importanță vitală pentru omenire deoarece absoarbe radiația UV dăunătoare, din domeniul 200-300 nm, împiedicând-o astfel să ajungă la suprafața Pământului. Se pare că ozonul a jucat un rol definitoriu în formarea atmosferei actuale a Pământului. El se găsește în proporție neglijabilă în troposferă (0.000005 % sau 0.05 ppm) și atinge un maxim de concentrație ce poate ajunge până la valori de cca 10 ppm la altitudini de 20-30 km, în stratosfera joasă. În acest interval de altitudini oxigenul molecular disociază sub acțiunea radiației UV, iar oxigenul atomic rezultat interacționează cu cel molecular, dând naștere moleculei de ozon,O3.

Cantitatea totală de ozon dintr-o coloană verticală se exprimă în unități Dobson (UD), care este măsura „grosimii” ozonului din coloana respectivă și reprezintă înălțimea, exprimată în miimi de cm, pe care ar avea-o acea coloană dacă tot ozonul ar fi adus lângă suprafața terestră la temperatura și presiunea standard (0°C și 1 atm). Înălțimea coloanei în acets caz ar fi de ordinul 1– 4 mm. Valorile astfel exprimate variază între 250 UD la Ecuator și 400 UD la latitudini mari la echinox (primăvara în emisfera nordică, toamna în cea sudică) Ca urmare a acțiunii radiației UV oxigenul molecular disociază în oxigen atomic, care apoi se recombină cu cel molecular formând ozonul, dacă există un al treilea component ( N2 ori O2, cele mai abundente două molecule din atmosferă) care să preia excesul de energie eliberat prin această reacție.

O2 + hν → 2 O (1.1)

O2 + O + A → O3 + A. ( 1.2)

Mai departe, tot sub acțiunea radiației UV, ozonul se rupe în oxigen molecular și oxygen atomic.

O2 + hν O → O2 + 2 O ( 1.3)

Timpul de viață al ozonului variază mult cu altitudinea. În stratosfera joasă acetsa este de câteva săptămâni și, deorece este mult mai mare decât scala temporală a mișcărilor atmsoferice care este de 1 zi, distribuția este controlată mai ales de dinamica stratosferică.

Ozonul este distrus rapid in troposfera și la fel se întâmplă și în stratosfera superioară. Prezența ozonului este și cauza încălzirii puternice a stratosferei. Deși ozonul se află într-un proces permanent de creație și distrugere, concentrația de ozon este relativ constantă și atinge la altitudinea de 30 km, concentrații în jur de 5 x 1012 cm-3. Variații importante exista ale cantității de ozon care se datorează mai ales fenomenelor de transport și în mai mică măsură, celor chimice.[10]

Ozonul este produs și la suprafața Pământului, în două moduri: arderea de biomasă (arderile din agricultură, păduri, junglă, savane, câmpii) și radiația solară interacțiunea dintre fumul industrial. Ozonul, a cărui existență în stratosferă este vitală, datorită capacității sale de a absorabe aproape în totalitate radiațiile UV, este dăunător dacă se află în concentrații crescute la nivelul troposferei datorita acțiunii sale nocive asupra organismelor.

Metanul, CH4 , se află într-o proporție de cca. 1.7 ppmv și este concentrat în stratul inferior al atmosferei. În apropierea surselor de metan există zone care cu concentrații crescute de metan, însă amestecul vertical este lent și limitează transportul metanului la altitudini mai mari sau în zonele cu concentrații scăzute. Metanul are timp de viață lung și este distrus în urma reacției cu radicalul hidroxid OH.

Compușii azotului, NO și N2O, sunt produși naturali ai proceselor bacteriene din sol. Ei rezultă însă și ca urmare a activităților umane de fertilizare a solurilor și de ardere a combustibililor fosili, procese care pot furniza până la 25% din cantitatea totală de oxizi de azot din atmosferă. NO are rol în distrugerea catalitică a ozonului iar N2O are efecet de seară, însă mult redus față de vaporii de apă și CO2.Gazele rare, heliul,și neonul sunt gaze inerte și se află în concentrații de 20 ppmv,respectiv 5ppmv. O parte din componenții minori prezentați mai sus ( CO2, vaporii de apă, metanul ) precum și altele produse artificial (clorfluorcarbon – CFC) sunt gazele de seră deoarece sunt active în domeniul absorbției energiei radiației solare din domeniul de lungimi de undă mici, UV șiîmprăștierii ei sub forma radiației de lungime de undă mare, IR (energia termică) [7].

1.6 Tipuri de atmosfere

În funcție de variația parametrilor fizici (temperatură, densitate) cu altitudinea, atmosfera poate fi de mai multe tipuri, între care cele mai utilizate în calculele atmosferice sunt:

Atmosfera politropă – descrește liniar temperature cu altitudinea, gradientul vertical al temperaturii este constant:

Γ = − – ΓZ ( 1.1)

Obține că presiunea la o altitudine oarecare este dată formula hipsometrică

Atmosfera izotermă – temperatura este constantă, T = constant. Atunci presiunea depinde de altitudine după legea:

( 1.2 )

unde H este scala înălțimilor,

( 1.3)

a cărei valoare pentru temperatura medie globală a atmosferei este de aproximativ 7.5 km dar care variază puternic cu înălțimea. Relația de mai sus este extrem de utilă în aprecierea scăderii presiunii cu altitudinea.

Atmosfera omogenă – densitatea atmosferică rămâne constant :

0 ( 1.4 )

0 ) ( 1.5 )

adică presiunea scade liniar.

1.7 Aerul atmosferic.

Aerul atmosferic este un amestec de gaze a cărui compoziție variază cu altitudinea. În câmpul gravitațional al Pământului moleculele de aer tind să cadă, în timp ce datorită agitației termice molecule de aer tind să se împrăștie. Ca urmare, aerul atmosferic are o distribuție vertical descrisă cel mai simplu printr-o lege exponențială de scădere a densității cu înălțimea. Limita inferioară a acesteia este constituita din suprafața Pământului, unde densitatea este maximă, în timp ce limita superioară se situează formal la 2000 km. Masa atmosferei este apreciată la 5 . 105 t, ceea ce reprezintă aproximativ o milionime din masa Pământului și 1/300 din cea a hidrosferei. Aerul natural are o masă molară medie de 28.9 kg/kmol și are în compoziție gaze de diferite tipuri care, după timpul lor de viață, se împart în:

• gaze permanente, al căror timp de viață este practic infinit, reprezentate de gazelle nobi

( inerte din punct de vedere chimic): Ne, Ar, Kr, Xe

• gaze cvasipermanente, al căror timp de viață este de ordinul miilor de ani: N2, O2, He.

• gaze cu variație lentă, al căror timp de viață este de ordinul anilor/lunilor: CO2 , CO , H2 , CH4 O3 , N 2O.

• gaze cu variație rapidă, al căror timp de viață este de ordinul zilelor: SO2, H2S, NO, NO2, NH3.

Compozitia naturala a aerului Tabelu 1.

1.8 Procese adiabate ale aerului uscat

Procesele ce au loc în atmosferă pot fi aproximate, la modul general, prin procese adiabate. În cursul unui proces adiabatic un sistem termodinamic nu primește și nici nu cedează căldură:

δQ = 0. Un astfel de proces fie are loc dacă el se derulează atât de rapid încât schimbul de căldură nu are loc, fie dacă sistemul termic este izolat. Procesele adiabate pot fi reversibile și ireversibile (în ultimul caz energia sistemului, alta decât căldura, nu se conservă). Procesul adiabatic reversibil este și izentropic deoarece, ținând cont de definiția entropiei: [2]

( 1.1)

δQ = 0 implică S = constant.

În apropierea suprafeței Pământului există schimb permanent de căldură cu suprafețele terestre, astfel încât procesele sunt diabatice .La nivelele superioare aerul este departe de sursele calde și reci deci se poate neglija schimbul de căldură și procesele atmosferice se pot considera drept adiabate. [6]

În procesele adiabate temperatura depinde de altitudine așa cum depinde de altitudine temperatura unei mase de aer uscat care se deplasează adiabatic, deci fără schimb de căldură, și cvasistatic pe verticală în sus.

Conform principiului I al termodinamicii

( 1.2 )
sau, deoarece du = cv dT, pentru un kmol de gaz, ν = 1, și ținând cont de ecuația de stare a

termodinamicii rezultă:

(1.3)

Diferențiind ecuația de stare: pdα+ dpα= Ra dT , rezultă:

(1.4)

sau

(1.5)

Revenind la relația

(1.6)

deoarece cp = Ra + cV. Deci, pentru procese adiabate

(1.7)

care, integrată pentru o masă constantă de gaz, are rezultatul:

( 1.8)

Pe de altă parte, în aproximația hidrostatică, cel mai des folosită,

(1.9)

și deci devine:

(1.20)

Gradientul vertical de temperatură pentru procese adiabate ale aerului uscat, pe scurt

gradientul adiabatic uscat, Γa, este:

(1.21)

și are valoarea 0,098 °C m-1 sau, în unități de temperatură pe suta de metri, așa cum este el exprimat în general, Γa = 0,980C 100m. Gradientul adiabatic uscat reprezintă variația temperaturii masei unitare de aer uscat la deplasarea pe unitatea de lungime a verticalei. La urcarea/coborârea adiabatică pe verticală aerul se răcește/încălzește cu 1°C pe 100 m.

Reprezentarea grafică a variației temperaturii este o dreaptă de pantă aproximativ 45°într-un sistem de axe în care pe abscisă sunt temperaturile iar pe ordonată se află altitudinea avândca unitate 100m . (2.1)

1.9 Temperatura

Prin temperatura se intelege starea de incalzire a unui corp (repectiv starea de incalzire a aerului). Caldura este o forma de energie. Daca un corp primeste caldura el se incalzeste, iar cand pierde caldura el se raceste. In natura, schimbul de energie se face astfel incat corpurile mai calde cedeaza caldura celor mai reci.

Transmiterea caldurii se face prin:

a) radiatie (raze);

b) conductie sau conductibilitate (contact);

c) convectie (curenti ascendenti si descendenti)

Fiecare corp are o caldura specifica si in functie de aceasta el se va incalzi mai usor sau mai greu. Prin caldura specifica a unui corp intelegem cantitatea de caldura necesara pentru a incalzi cu 1°C 1g din acel corp. Corpurile, avand calduri specifice diferite, se vor incalzi de la aceeasi sursa, soarele de exemplu, in mod diferit.

Fig.2.3 Incalzirea atmosferei

Sursa principala de incalzire a aerului este Soarele, dar in mod direct de la acesta primeste doar o cantitate foarte mica de caldura prin radiatie. Aerul, fiind transparent, razele solare ajung la suprafata terestra si aceasta se incalzeste. Incalzirea este inegala din cauza ca structura solului fiind diferita (piatra, nisip,apa vegetatie, terenuri arate), caldura specifica este si ea diferita; incalzirea suprafetei terestre depinde, de asemenea, de unghiul sub care cad razele solare. Suprafata terestra, incalzindu-se de la Soare, cedeaza prin conductie o cantitate de caldura aerului din apropierea lui, pe un strat subtire. Stratul acesta de aer incalzit devine tot mai putin dens, mai usor si se ridica; se nasc curentii de convectie, datorita carora aerul se poate incalzi pana la inaltimi mari. Acesti curenti sunt curenti verticali si determina miscarea de jos in sus a aerului. Aerul dintr-un loc oarecare se mai poate incalzi sau raci prin curenti turbulenti, prin transport advectiv. Uneori, prin efecte dinamice de comprimare, aerul se incalzeste, pe cand prin dilatare (destindere), el se raceste.[9]

In timpul noptii, suprafata terestra se raceste treptat, nemai primind caldura de la soare; la randul sau, aerul din apropierea solului se va raci si el treptat prin contact. Norii joaca un rol important in incalzirea si racirea aerului, fiind un ecran impotriva radiatiilor solare in timpul zilei si o patura protectoare noaptea (Fig 2.3 )

Fig.2.4 Influenta norii asupra incalzirii si raciirii aerului.

Trebuie retinut ca o parte din radiatiile care vin de la soare sunt reflectate de sol si transformate in caldura, constituind o alta sursa de incalzire a aerului. [9]

In cursul a 24 de ore, temperatura variaza (Fig 2.5.), atingand un minim la aproximativ 1 ora de la rasaritul soarelui si un maxim la 2-3 ore dupa ce soarele a trecut de verticala locului. Diferenta dintre temperatura maxima si cea minima se numeste amplitudine termica si prezinta valori maxime atunci cand este cer senin. Cerul acoperit reduce amplitudinea termica. Alti factori care influenteaza amplitudinea termica sunt: vanturile, marile, oceanele si tipurile de soluri.[9]

Fig.2.5 variatia temperaturii diurna a temperaturii

In afara de variatia diurna mai exista si o variatie anuala sau sezoniera fig (2.6)

Fig.2.6 Variatia anuala a temperaturii pe Pamint

Temperatura aerului la suprafata solului scade cu latitudinea, fiind maxima in zona ecuatorului si minima la poli (Fig 2.7.)

Fig 2.7. Temperatura aerului la suprafata solului.

Radiatia solara loveste zonele tropicale perpendicular (sau aproape perpendicular) in tot timpul anului aici caldura este cea mai intensa; prin contrast, in regiunile polare razele soarelui ating suprafata terestra sub un unghi oblic si pe durata iernii acestea pot sa nu atinga regiunile polare deloc.

Privind distributia temperaturii pe suprafata terestra, pe hartile sinoptice se traseaza izoterme, uzual, din 5 in 5°C. Izotermele sunt liniile curbe ce unesc toate punctele cu aceeasi temperatura. In general temperatura aerului scade cu cresterea inaltimii din cauza ca ne departam de suprafata terestra si aerul este un slab conducator de caldura. Uneori, pentru acelasi punct, intre sol si 10m inaltime se constata, vara, diferente de temperatura intre 5 si 10°C. Scaderea de temperatura pentru o diferenta de nivel de 100m se numeste gradient termic vertical. In aviatie s-a adoptat o valoare medie a gradientului termic vertical de 0,65°C la 100m. Cu ajutorul gradientului termic se poate estima temperatura la inaltime. [11]

In cazul in care temperatura aerului ramane constanta cu cresterea inaltimii spunem ca avem un strat izoterm, iar daca temperatura aerului creste cu cresterea inaltimii spunem ca avem inversiune termica.

1.10 Umiditate

In atmosfera, apa se poate afla in stare de vapori, lichida sau solida (Fig 2.8.). Sub forma de vapori, apa este invizibila; in stare lichida o gasim sub forma de ceata, burnita, ploaie si nori constituiti din picaturi de apa iar in stare solida sub forma de zapada, cristale de gheata, mazariche, grindina si nori de gheata.

Fig.2.8 Cele trei stari ale apei

Continutul in apa al aerului este variabil; ea provine din fenomenul de evaporare al apei de pe suprafata Pamantului: din oceane, mari, lacuri, fluvii; din sol, prin transpiratia plantelor etc. Procesul de evaporare in atmosfera este continuu si el depinde de temperatura [12].

Evaporarea poate sa apara la orice temperatura (chiar si din gheata), insa exista o anumita cantitate de apa pe unitatea de volum pe care aerul o poate tine la o anumita temperatura. Cand maximul acesta a fost atins, evaporarea va inceta si saturat devine aerul. Aerul cald poate sa tina mai multi vapori de apa decat aerul rece. Daca aerul saturat este racit va apare condensarea. Condensarea poate sa apara de asemenea prin aport de vapori de apa. Condensarea este schimbarea starii apei din vapori in lichid. Inghetarea este schimbarea starii apei din lichid in solid. Topirea este schimbarea starii apei din solid in lichid. Sublimarea este procesul de trecere a apei direct din stare solida in stare gazoasa, fara a se forma picaturi de apa. Procesul invers de trecere din vapori direct in solid poarta numele de desublimare [6].

Prezenta apei in atmosfera imprima aerului o stare de umiditate sau umezeala, care se poate exprima prin diferite marimi fizice, dupa cum urmeaza:

a) umezeala absoluta, care exprima cantitatea de vapori de apa in grame, continuta de 1m³ de aer. Este direct proportionala cu temperatura. Ua = mV/V (g/m³);

b) umezeala relativa, care exprima raportul dintre umezeala absoluta si umezeala absoluta maxima, la aceeasi temperatura. Se exprima in procente si este invers proportionala cu temperatura aerului. Instrumentul cu care se masoara umiditatea relativa se numeste higrometru , iar instrumentul care inregistreaza continuu valorile umiditatii higrograf. Ur = Ua / Uamax*100 (%);

c) umezeala specifica reprezinta masa vaporilor de apa in grame, continuta de 1Kg de aer umed;

d) temperatura punctului de roua este temperatura pe care trebuie sa o atinga aerul pentru ca vaporii de apa sa condenseze. Atunci cand aerul devine saturat temperatura punctului de roua si temperatura aerului devin egale. [13]

Aerul umed este amestecul de aer uscat și vapori de apă, a căror concentrație determină felul climei, valorile temperaturii, variațiile acesteia. Vaporii de apă pot fi saturanți, și în acest caz aerul umed este saturat, sau nesaturanți și atunci aerul umed este nesaturat. Masele molare ale componentelor sunt: μ a = 28,96 kg/mol (pentru aer uscat) și μ v = 18,016 kg/mol (pentru vapori) Fiecare componentă poate fi considerată ca un gaz ideal, pentru care se introduce constanta redusă a gazelor

( 2.1)

Principala diferență între apa în stare lichidă, gazoasă și solidă este energia cinetică medieper particulă. Într-o viziune foarte simplă, moleculele au energie cinetică maximă în stare gazoasă(deci vapori) și minimă în stare solidă (gheața). Trebuie adăugat aici că deși temperatura de 0°C este cunoscută drept temperatura de îngheț a apei iar cea de 100°C drept temperatură de fierbere,acest lucru nu este adevărat peste tot în atmosferă, știut fiind că există apă în stare lichidă la mult sub 0=C (apă suprarăcită). Trecerile dintr-o fază în alta depind foarte mult de existența nucleelor de condensare sau de îngheț iar definiția celor două puncte de pe scara Celsius se referă la condițiile normale de la suprafața Pământului. La trecerea apei dintr-o stare în alta se degajă sau se absoarbe energie. După cum se știe, la condensare se degajă energie (energia cinetică moleculelor scade și deci, conform principiului conservării energiei, o parte din aceasta se transformă în energie calorică) în timp ce la evaporare se absoarbe energie (necesară creșterii energiei cinetice a moleculelor la trecerea din stare lichidă în stare gazoasă). Condensarea vaporilor de apă într-o regiune duce la eliberare de energie latentă care la rândul ei încălzește aerul înconjurător.[11] Ca urmare acesta se va ridica mai repede și astfel iau naștere diferite fenomene atmosferice (intenisficare de vânt, furtuni).

1.11 Presiunea atmosferica

Presiunea atmosferica este data de greutatea coloanei de aer care apasa pe unitatea de suprafata. P=F/S , unde P este presiunea, F forta de apasare si S suprafata asupra careia actioneaza forta F;

Unitatile de masura pentru presiune sunt:

a) milimetrul coloana de mercur ( mmHg ) sau inch-ul coloana de mercur ( inchHg );

b) milibarul ( 1b=1000mb ) sau hectoPascalul ( hPa=100 Pa ).

Pa=N/m²;

1 mb = 1 hPa;

1mmHg = 4/3 hPa = 1.33 hPa;

1 hPa = 3/4 mmHg = 0.75 mmHg;

760 mmHg = 29.92 inchHg.

In anul 1643, fizicianul italian Torricelli (1608-1647) a folosit un tub de sticla pe care l-a umplut cu mercur; rasturnand apoi tubul intr-un vas care continea de asemenea mercur, a constatat ca mercurul din tub coboara pana la un nivel oarecare. Concluzia trasa este ca greutatea coloanei de mercur din tubul rasturnat in vasul cu acelasi lichid face echilibrul presiunii aerului care se exercita pe suprefata libera a mercurului din vas (Fig 2.9.). Variatiile inaltimii acestei coloane corespunde variatiilor presiunii atmosferice

Fig 2.9 Experienta lui Torricelli

Variatiile presiunii atmosferice

Variatia diurna a presiunii atmosferice poate atinge 1 mb in zonele temperate si 3 mb la tropice. In timpul unei zile (24 ore), presiunea atmosferica creste intre orele 04 – 10 si 16 – 22 si scade intre orele 10 – 16 si 22 – 04 atingand astfel doua maxime la orele 10 si 24 si respectiv doua minime la orele 04 si 16 (Fig 2.10).

Fig 2.10 Variatia diurnei a presiunei

Variatiile sezoniere: pe continente, presiunea este ridicata iarna si scazuta vara, in timp ce pe mari si oceane se constata o presiune ridicata vara si scazuta iarna.

Variatiile accidentale sunt mai importante deoarece sunt legate de caracterul timpului; acestea sunt produse de perturbatiile atmosferice si pot atinge valori mari, chiar de peste 10 mb, intr-un timp foarte scurt.

Variatiile presiunii in altitudine. Presiunea atmosferica scade odata cu cresterea altitudinii din cauza scaderii densitatii aerului si a scurtarii coloanei de aer odata cu cresterea altitudinii, insa aceasta scadere nu este liniara. Treapta barica este data de valoarea inaltimii care trebuie urcata pentru ca presiunea sa scada cu 1 mb. Aceasta treapta barica variaza astfel:

a) la nivelul mediu al marii (MSL – Mean Sea Level) sunt necesari 8.4m ( 27ft ) pentru o variatie a presiunii de 1 mb;

b) la 5500m sunt necesari 16m pentru o variatie a presiunii de 1 mb;

c) la 11000m sunt necesari 32m pentru o variatie a presiunii de 1 mb

Nota: In conditii standard, la altitudinea 11.780m(38.662ft) avem presiunea 200mb

9.160m(30.065ft) – 300mb

5.510m(18.289ft) – 500mb

3.010m( 9.882ft) – 700mb

1.460m( 4.781ft) – 850mb

Tipuri de presiuni

QFF reprezinta presiunea atmosferica masurata la cota aerodromului si redusa la nivelul mediu al marii, considerand temperatura constanta,cea la care se face masurarea. QNH reprezinta presiunea atmosferica masurata la cota aerodromului si redusa la nivelul mediu al marii, considerand gradientul de temperatura din atmosfera standard (valoarea citita pe barometru la temperatura statiei este corectata, fiind adusa la valoarea corespunzatoare temperaturii standard, apoi este modificata tinand cont de diferenta de nivel dintre statie si nivelul marii). QNE (STD) reprezinta presiunea de referinta de 1013.25mb (hPa).

Fig.2.11 Inaltime

Sisteme de presiune

Distributia presiunii atmosferice pe suprafata globului este indicata pe hartile meteorologice cu ajutorul izobarelor[12].

Izobarele sunt liniile curbe care unesc punctele cu aceeasi valoare a presiunii; ele se traseaza in mod uzual din 5 in 5 mb, dar in unele cazuri speciale se pot trasa si din mb in mb. Izobarele trasate pe o harta pun in evidenta zonele cu presiune joasa (cicloni sau depresiuni) si zonele cu presiune ridicata (anticicloni sau maxime barometrice).

Ciclonul sau centrul de minima presiune este o forma barica caracterizata prin descresterea presiunii catre centrul sistemului. In ciclon aerul are o miscare de la exterior spre centrul sistemului si in sensul invers acelor de ceasornic, daca ciclonul se afla in emisfera nordica, iar daca se afla in emisfera sudica in sensul acelor de ceasornic. Pe hartile sinoptice, ciclonul se noteaza cu litera D sau L.

Talvegul depresionar (trough) reprezinta o prelungire a unui ciclon si are forma de „V‖ alungit iar presiunea creste de la interior (axul talvegului) la exterior.

Anticiclonul sau centrul de maxima presiune este o forma barica caracterizata prin cresterea presiunii catre centrul sistemului. mIn anticiclon aerul are o miscare de la centrul sistemului spre exterior, in sensul acelor de ceasornic pentru emisfera nordica si in sens trigonometric pentru emisfera sudica. Pe hartile sinoptice, anticiclonul se noteaza cu litera M sau H.

Dorsala anticiclonica (ridge) reprezinta o prelungire a unui maxim barometric, avand forma de „U‖, in care presiunea scade de la centru catre periferie.

Sau a barica (col) reprezinta doua maxime si doua minime asezate in crucis.

Fig.2.12 ciclon Fig.2.13 Anticiclon

Fig.2.14 Talveg depresionar Fig.2.15 Dorsala anticilonica

Fig.2.15 Formatiuni baratice

In atmosfera, forta care in mod obisnuit face ca o masa de aer sa inceapa sa se miste este forta gradientului de presiune. Aceasta face ca aerul sa se miste dinspre zonele cu presiune mare spre zonele cu presiune scazuta [13].

Forta gradientului de presiune va actiona la un unghi drept fata de izobare in directia de la presiunea mare spre presiunea mica. Cu cat intensitatea gradientului de presiune este mai mare (cu cat variatia presiunii este mai mare pe o distanta data, deci izobarele sunt mai apropiate), cu atat forta va fi mai mare si in consecinta vantul va bate mai tare [11].

Daca forta gradientului de presiune este singura forta ce actioneaza asupra masei de aer, va continua sa o accelereze catre zona de presiune scazuta din ce in ce mai repede pana cand eventual centrul de maxima si de minima presiune dispar datorita transferului de mase de aer.

Acest fenomen in realitate nu se produce datorita existentei si a altor forte care intervin in proces. Acele forte generate de miscarea de rotatie a planetei sunt cunoscute sub termenul general: forta coriolis.

1.12 Vantul

Aerul fiind fluid se poate misca ascendent, descendent, inclinat si orizontal. In general, marile deplasari de aer sunt mai mult orizontale. Prin notiunea de vant se intelege miscarea orizontala a aerului, celelalte miscari purtand denumirea de curenti.

Presiunea diferita de la o zona la alta este cauza aparitiei miscarii orizontale a aerului. La originea acestor diferenete de presiune sta incalzirea diferentiata a scoartei. Marimile care definesc vantul sunt directia si viteza. In meteorologie, prin directia vantului se intelege directa de unde sufla vantul. Aceasta marime se exprima in grade in raport cu Nordul Geografic (Adevarat). In scopuri aeronautice directia vantului se raporteaza la Nordul Magnetic [10].

Directia vantului se indica prin grade folosind cercul de 360° si prin corespondenta gradelor cu punctele cardinale:

– 090° sunt indicate prin punctul cardinal Est

– 270° sunt indicate prin punctul cardinal Vest

In transmisiunile meteorologice cifrate, vantul se exprima in decagrade, spre exemplu: 270° = 27.

Viteza vantului se masoara in:

a) metrii pe secunda (m/s)

b) kilometrii pe ora (km/h)

c) noduri (kt)

In Moldova , se utilizeaza ca unitate de masura pentru viteza vantului m/s.

Nota: Transformarea m/s in km/h se face prin multiplicare cu 3,6 sau, aproximativ, prin multiplicarea cu 4 si scazand din produs cifra zecilor. Transformarea aproximativa a nodurilor in metri se face prin imparirea la 2, iar a nodurilor in km/h prin multiplicarea cu 2.

In meteorologie, directia vantului este indicata in mod simbolic printr-o dreapta, la extremitatea careia, prin liniute mai lungi sau mai scurte se noteaza iuteala (viteza).

Fig.2.16 Vintul bate din 1350 cu 35 kt

Fig.2.17 Intensitati ale vintului.

Moduri de formare a vânturilor

Principala cauză a formării vânturilor este diferența de temperatură și presiunedintre două zone, mai exact direcția și mărimea gradientului baric orizontal (scădereapresiunii pe unitatea de suprafață fiind orientată perpendicular pe izobare de lapresiunea mare la presiunea mică) [11]

Vântul se caracterizează prin două elemente: direcția și viteza.Direcția vântului reprezintă unghiul format între direcția nordului geografic șivectorul vânt. Se exprimă în grade (°) sau în puncte cardinale și intercardinale. Direcțiaeste modificată de forța de abatere (forța Coriollis) generată de mișcarea de rotație a Pământului care determină abaterea spre dreapta a corpurilor în mișcare în emisfera nordică și spre stânga în emisfera sudică. Se consideră că abaterea pe ocean este între40°÷45° față de direcția gradientului, iar pe uscat de 20°÷25°[12].

Viteza vântului este viteza de deplasare a masei de aer. Se poate exprima în m/s,km/h sau în noduri. Viteza este modificată de forța de frecare – 135° față de viteza vântului. Vântul de la altitudine are viteze mai mari datorită lipsei forței de frecare (la 400÷500 m altitudine dispare forța de frecare) [13]

Din punct de vedere al structurii, vânturile sunt de mai multe tipuri:

– vânt laminar – vânt care se deplasează cu viteză uniformă relativ mică; caz posibil,existent pe distanțe mici și pe suprafețe netede;

– vânt turbulent – caracteristic zonelor accidentate; cu schimbări frecvente de direcție și viteză;

– vânt în rafale – se produc oscilații bruște ale direcției și vitezei.

Din punct de vedere al duratei avem :

– vânturi regulate – care bat tot timpul anului din aceeași direcție și cu aproximativ aceeași viteză;

– vânturi periodice – își schimbă direcția la un anumit interval de timp;

– vânturi locale – caracteristic anumitor zone. Apar instantaneu fără a avea o a avea o anumită perioadă când acționează.

Vânturile regulate sunt vânturile care-și păstrează tot timpul anului direcția. Principalele tipuri de vânturi regulate sunt:

– alizeele – 30°÷5° latitudine. Suprafața afectată este de 1200 Mm. Se deplasează spre nord în iulie-august și spre sud în ianuarie-februarie (la solstițiul emisferei respective). Vremea în zonele afectate este una bună, cu cer senin, această vreme fiind întreruptă doar de furtunile tropicale;

– vânturile de vest – în Atlantic bat trei sferturi de an. Cea mai mare frecvență și viteză o ating iarna când pot ajunge până la 25 Nd. In emisfera sudică bat între 55°÷60° latitudine.

Vânturile au direcție constantă dar viteză foarte mare. La 40° vântul produce un vuiet caracteristic (vuietul de la 40°) care se aude de la depărtare pe mare în Oc.Atlantic;

vânturile polare – au cele mai mari viteze, în emisfera sudică ajungând până la 200 Nd iar emisfera nordică până la 70÷80 Nd.

Fig. 2.18 Schema vinturilor dominate la nivelul globului

Vânturile periodice

musonii – sunt vânturi care-și schimbă direcția la un interval de timp. Iau naștere mai ales în Oc.Indian datorită diferenței de temperatură și presiune dintre uscat și ocean.

Din aprilie până în octombrie bate musonul de vară sau de SW.

Din noiembrie până în martie bate musonul de iarnă sau de NE – secetos

. La schimbarea direcției musonilor se produc cicloni tropicali.

– brizele – își schimbă direcția de la zi la noapte și iau naștere datorită diferențelor de temperatură și presiune dintre uscat și mare. Influența se resimte pe o distanță de 45 km.

– Briza de mare se manifestă de la mare spre uscat începând cu ora 900 și își menține influența aproximativ 3 ore după apusul soarelui.

– Briza de uscat (de noapte) începe să bată aproximativ la ora 2300 și transportă un aer

cald și uscat. Brizele pot să devieze vânturile dominante. În Indonezia vântul Karifintensifică musonul de SW.

Vântul poate avea viteze foarte diferite. Pentru a caracteriza intensitatea acestora, se folosește scara Beaufort, prezentată în tabelul următor:

Scara Beaufort Tabelu. 2

Capitolul II : Metode de determinare a parametrii fizici atmosferii

2.1 Măsurarea presiunii atmosferice

Definiții și unități de măsură

Presiunea atmosferică este mărimea fizică dată de forța exercitată de către atmosferă, datorită greutății proprii, pe unitatea de suprafață.

Unitatea de măsură utilizată oficial în meteorologie este hectopascalul (hPa), dar în practică se folosesc frecvent alte unități de măsură, cum ar fi:

– 1 mm coloană de mercur (mmHg) = 1,333224 hPa;

– 1 milibar (mb) = 1 hPa;

– 1 psi (1 pound / 1 inch pătrat) = 68, 95 hPa.

Presiunea atmosferică standard la nivelul mării este de 1013,25 hPa. Presiunea scade exponențial cu altitudinea; la 2500 m este de aproximativ 75% din presiunea la nivelul mării. Din acest motiv, pentru a putea compara între ele valorile presiunii măsurate în puncte diferite este necesară realizarea unei corecții de altitudine. Valorile astfel determinate se numesc reduse la nivelul mării și sunt calculate pornind de la valoarea măsurată la care se adaugă o valoare corespunzătoare altitudinii. Această valoare ține cont de temperatură și umiditate și este luată din tabele. Aceasta este valoarea comunicată publicului larg.[2]

Presiunea atmosferică se măsoară cu ajutorul barometrelor care, potrivit principiului de funcționare, pot fi de mai multe feluri :

a)barometre cu lichid, care funcționează pe baza echilibrului stabilit între presiunea aerului și presiunea hidrostatică a unui lichid (mercur, ulei, glicerină);

b)barometre metalice (aneroide), care funcționează pe seama deformărilor unie capsule metalice vidate sub influența variațiilor de presiune;

c) barometre cu gaz , a căror funcționare se bazează pe deformările suferite de gaze sub influența presiunii atmosferice;

d)barometre care determină indirect presiunea (hipsometrul sau termobarometrul) pe baza relației existente între punctul de fierbere a apei și presiunea aerului.

De regula, pentru măsurarea cu mare exactitate a presiunii atmosferice se utilizează barometrul cu mecur, și ca instrument de rezervă, barometrul aneroid(metalic).

Barometrele cu mercur

Barometrele cu mercur sunt impartite in doua categorii: barometre cu rezervor si barometre cu sifon și mixt(cu sifon în rezervor).

Barometrele cu rezervor

Cea mai simpla forma de barometru cu rezervor este formata dintr-un tub de sticla lung de aproximativ 85 de cm, avand o inaltime h de mercur care iese dintr-un tub care contine de asemenea mercur. Acest barometru este cunoscut sub numele de Torricelli (foto stanga).

De obicei este atasat la un suport a carei parte superioara este o scala gradata indicand nivelul mediu din bazin. Instrumentul este dispus la o “eroare de capacitate”: la orice schimbare in greutatea mercurului din tub se schimba nivelul din bazin, astfel incat scala nu indica intodeauna inaltimea corecta a coloanei. Aceasta eroare poate fi evitata regland scala.

In barometrul lui Fortin (foto 1, dreapta) corectia este facuta prin reglarea greutatii suprafetei de mercur din bazin.

Baza rezervorului este facuta din piele si poate fi impinsa mai sus folosind un surub pana ce suprafata mercurului din vas atinge capatul unui indicator fix. Acesta este punctul de pornire al scalei. Coloana de mercur trebuie sa fie perfect verticala pentru ca scala sa arate corect si sa poata fi citita corect.

Eroarea capilaritatii din bazinul barometrului poate fi redusa la minim prin folosirea unor tuburi cu un diametru mai mare de 2 cm.

Figura 1.19 Barometrul cu mercur de tipul Fuess (rezervor fix) [2]

Este format din urmatoarele parti:

T – tubul barometrului de sticla cu lungimea de circa 85 cm, avand dimensiuni mai mari( 7-8 mm) in dreptul scarii presiunilor. La partea inferioara tubul barometric este prevazut cu o ingustare B ( o supapa special numita Bunten), care impiedica aerul sa patrunda in spatiul vid, de deasupra meniscului mercurului din tub. La partea inferioara, tubul poseda o garnitura metalica speciala g ,prin intermediul careia tubul barometric de sticla se racordeaza la partea superioara a rezervorului.

R- Rezervorul cu mercur al barometrului, acesta cuprinde trei piese si anume:

c – capacul rezervorului posedand un mic orificiu in care patrunde un surub special p,

care prin desurubare cu 3-4 ganguri permite mercurului din rezervor sa comunice cu atmosfera. surubul respectiv poarta denumirea de surub de presiune.

f – fundul rezervorului, prevazut cu un orificiu central in care patrunde surubul de statie.

Acesta in timpul transportului se inlocuieste cu un cu un alt surub special cu arc si piston (surub de transport), care acopera etans gura barometrului.

m – mijlocul rezervorului, care este un inel metalic, prevazut cu o diafragma avamd practicata in ea un orificiu central ceva mai mare, prin care patrunde gura tubului barometric si altele cinci mai mici.

Sc – scara barometrica, sau scara presiunilor, aflata la partea superioara a tubului de protectie P care este insurubat in capacul rezervorului. Scara barometrului este divizata din mm in mm. Pentru aprecierea zecimii de milimetru scara poseda un Vernier V, care se manevreaza dintr-un surub cu cremaliera E. [5]

Barometrul sifon

Este mai rar intalnit, cu cele două forme ale sale, barometrul sifon simplu și barometrul Hooke.Cel dintai constă dintr-un tub de sticlă curbat, cu două brațe, unul lung de aproximativ 90 de centimetri și inchis la capăt, iar celălalt deschis și lung de aproximativ 20 de centimetri. Tubul este umplut cu mercur si asezat cu partea inchisă in sus. Barometrul Hooke (denumit și barometru scripete), este de fapt o modificare a barometrului sifon, care folosește un indicator conectat la un scripete pentru afișarea valorii presiunii atmosferice. Barometrul Hooke poartă numele inventatorului său, Robert Hooke (1635 – 1703), filozo naturalist și om de știință englez. [3]

Figura 1.20. Barometrele sifon si Hooke [2]

Barometrul aneroid

Capsula aneroidului (cum este denumit, simplificat, barometrul aneroid) este făcută dintrun aliaj de beriliu și cupru. Capsula sau capsulele (uzual sunt folosite mai multe capsule) sunt vidate și menținute la forma inițială cu ajutorul unui arc foarte puternic. Micile variații ale presiunii din exteriorul capsulei produc dilatarea sau contracția acesteia, mișcări care sunt transferate spre sistemul de parghii care pune in mișcare acul indicator al aneroidului. Multe modele includ un ac indicator care poate fi potrivit manual pentru stabilirea unei valori de referință. Indicatorul se plimbă pe cadranul gradat, unde poate fi citită presiunea atmosferică. [4]

Figura 1.21. Barometrul aneroid

2.2 Determinarea masurarii umiditatii aerului

            Pentru determinarea umiditatii aerului, în functie de scopul urmarit, se folosesc doua categorii de instrumente si anume.

a –          Instrumente pentru masurarea vaporilor (e)

b –          Instrumente pentru masurarea umiditatii relative (r)

În prima categorie de instrumente denumite psihrometre de diferite tipuri si constructii, iar în a doua instrumentele numite higrometre, de asemenea de mai multe tipuri.

Psihrometrul Assmann

Este instrumentul cel mai folosit pentru masurarea cu precizie a presiunii actual a vaporilor de apa din atmosfera.

            Psihrometrul este format din doua termometre identice, unul dintre acestea având rezervorul înfasurat într-un tifon care se îmbiba cu apa distilata înaintea începerii masuratorii ( Fig. 1). Acesta poseda chiar denumirea de termometru umed pe când celalalt se numeste termometrul uscat. Functionarea psihrometrului se bazeaza acum pe urmatoarele: cu cât aerul este mai uscat, cu atât procesul evaporarii apei distilate de pe tifonul umezit, este mai intens; evaporarea facându-se cu absorbtie de caldura. Temperatura indicata de termometrul umed va fi mai joasa fata de a termometrului uscat, care este chiar temperatura aerului.

            Conform legii lui Dalton, cantitatea Q de caldura absorbita în timpul evaporarii este data de relatia:

 în care:

            K – un coeficient ce depinde de viteza curentului de aer din atmosfera sau de viteza curentului atmosferic creat pentru ventilarea rezervoarelor.

             – caldura latenta de evaporare a apei

            S – suprafata rezervorului umezit al termometrului.       

            E1-tensiunea maxima a vaporilor de apa (saturati ) la temperatura suprafetei umede (t1)

            E – tensiunea actuala a vaporilor de apa din mediul atmosferic înconjurator în momentul determinarii.

            P -presiunea atmosferica.

            Deoarece între rezervorul termometrului umed si aerul înconjurator se creeaza o diferenta de temperatura, atunci, conform principiului lui Newton, spre rezervorul respectiv se dirijaza o cantitate de caldura Q1 data de relatia:

Q1 = CS( t – t1 ) 3.1

în care:

            C – coeficientul de proportionalitate

            t – temperatura indicata de termometrul uscat  ( temperatura aerului)

            t1 – temperatura indicata de termometrul umed

            Citirea temperaturilor indicate de cele termometre se efectueaza în momentul când temperatura termometrului umed a devenit constanta. În acest moment, rezervorul umed primeste o cantitate de caldura egala cu cea consumata pentru evaporare, adica Q = Q1 s deci putem scrie:

de unde se va scoate valoarea e

3.2

Notând:

(constanta psihrometrica) 3.3

avem formula uzuala, numita înca si formula Sprung

e = E1-AP( t – t1) 3.4

în care E1 – tensiunea maxima a vaporilor saturati la temperatura rezervorului umed, se poate calcula de exemplu cu ajutorul formulei lui Tetens Magnus în varianta:

3.5

în care c este o constanta cu valoarea c = 0.6609, pentru exprimarea lui E1 în mm Hg, sau c = 0.7857 când se urmareste expresia lui E1 în milimetri.

Psihrometrele cu aspirație sunt acele instrumente meteorologice la care ventilația aerului in jurul rezervoarelor termometrelor se face prin mijlocirea unor dispositive speciale (psihrometre cu ventilație artificială).

· Psihrometrele de stație cu ventilație artificială se instalează in primul adăpost meteorologic, in poziție verticală, pe același stativ cu termometrele de maximă și de minimă. Sunt de două tipuri: cu doză dublă și cu doză simplă. Prezintă o morișcă aspiratoare care are rolul de a aspira un curent de aer prin tuburile de aspirație, ventiland astfel rezervoarele celor două termometre (umed și uscat).

Fig.1.22 Psihometru de statie cu doza dublu

Prin rotire, morișca determină formarea, in jurul rezervoarelor, a unui curent de aer cu viteză constantă, ce va contribui la evaporarea apei de pe tifonul umezit cu apă distilată.

Observațiile psihrometrice (efectuate la orele 01, 07, 13, 19) trebuie să respecte o anumită ordine in cadrul determinărilor termometrice:

– se umezește tifonul termometrului umed cu apă distilată;

– se intoarce cu cheia arcul moriștii aspiratoare;

– se urmărește coborarea temperaturii la termometrul umed; cand coloana demercur a acestuia devine staționară se efectuează citirea ambelor termometre, incepand cu cel umed, apoi la cel uscat;

– in momentul in care coloana termometrică s-a stabilizat se citesc in primul

rand zecimile de grad și după aceea gradele intregi;

– dacă temperatura aerului sade la valori mai mici de -10oC, determinările se fac numai la termometrul uscat și la higrometru.

Higrometrele sunt instrumente utilizate la stațiile meteorologice in scopul determinării umezelii relative a aerului. Ele iși bazează funcționarea fie pe proprietatea firului de păr omenesc, degresat, de a se alungi atunci cand umezeala crește și de a se scurta cand umezeala scade, fie pe variațiile dimensiunilor lineare ale unei membrane organice cu insușiri higroscopice.

a) Higrometrele de absorbție cu fir de păr se găsesc la majoritatea stațiilor meteorologice din țară, utilizează fire de păr omenesc blond ce prezintă un număr foarte redus de pigmenți, ce le conferă o sensibilitate mai mare față de variațiile umezelii aerului.

Higrometrul de tip Koppe se instalează in primul adăpost meteorologic, in spatele psihrometrului de stație, in poziție verticală.

Fig.13 Higrometrul Koppe

In funcție de variațiile stării de umiditate a aerului, acul higrometrului Koppe se deplasează dinspre stanga spre dreapta cand gradul de umezeală a aerului este in creștere și, de la dreapta la stanga, cand umezeala aerului este in scădere.[5]000000000000000000000000000000000000

Măsurătorile higrometrice se efectuează zilnic, la orele climatologice 01, 07, 13,19, iar valorile obținute se notează in registrul de stație in procente intregi. O condiție importantă pentru citirea unor valori ale umezelii relative cat mai apropiate de condițiile reale constă in menținerea receptorului intr-o stare perfectă de curățenie. Decadal (in zilele de 1, 11 și 21 ale fiecărei luni) se verifică punctul de 100% umezeală al higrometrului, prin inchiderea acestuia cu un capac de sticlă la partea anterioară (se creează un mediu saturat cu vapori de apă). Dacă higrometrul funcționează normal, după circa 50-60 de minute, acul indicator se va stabili in dreptul diviziunii 100.

Higrometrul de tip Fuess se deosebește de cel precedent prin faptul că piesa sensibilă pentru umezeală este alcătuită din 1-4 fire de păr, el fiind prevăzut cu un cadran circular. Este un instrument higrometric precis, mai puțin răspandit la stațiile meteorologice.

Fig 1.24 Higometru Fuess

2.3 Determinarea masurarii vintului

Pentru cunoașterea variațiilor direcției ăi vitezei vântului la stațiile meteorologice se utilizează aparatele înregistratoare pentru vânt de tipul:

– anemometrului, anemografului, anemocinemografului, electrocinemografului ce înregistreaza viteza vântului;

– giruetelor înregistratoare cu rezistențe electrice ce înregistrează direcția vântului;

– anemogiruetelor și anemorumbarografelor ce înregistreazâ atât direcția cât și viteza vântului;

Indiferent de tipul aparatului un înregistrator pentru vânt este alcatuit dintr-o parte receptoare,

care are rol și de transmițător și o parte înregistratoare. Pe diagrama acestui anemograf, divizată de la 0 la 100 km, se înregistrează numărul de kilometrii parcurși de vânt în 24 de ore,adică viteza medie a vântului.[5]

ANEMOMETRE

Anemometrele sunt instrumente precise care măsoară numai viteza vântului aerului în atmosferă sau a unui avion în zbor în raport cu aerul, exprimate în metri pe secundă, kilometri pe oră sau noduri, iar în funcție de principiul care stă la baza construcției și funționării lor, se împart în:

– anemometre mecanice;

– anemometre magnetice;

– anemometre termice.

Anemometrele mecanice folosesc ca piesă receptoare pentru vânt fie un sistem de cupe anemometrice, fie o morișcă cu palete fine de aluminiu. Viteza vântului se determină prin împărțirea numărului de metri parcurși de aerul aflat in mișcare, citit pe un contor (socotitor), la timpul cât a funcționat instrumentul.[4]

Anemometrele magnetice măsoară cu precizie, viteza vântului, pe principiul inductiei magnetice (mărime vectorială care, împreună cu intensitatea. caracterizează local componența magnetică a câmpului electromagnetic). Există mai multe tipuri (Richard, Rosenmuller), dar în mod obișnuit, piesa receptoare este constituită dintr-un sistem de cupe Patterson sau Robinson. Pentru a afla viteza vântului se declanșează un buton care fixează scara anemometrică exact în dreptul diviziunii care marchează viteza vântului din acel moment. Sub acțiunea vântului cupele anemometrice se rotesc si angrenează în mișcarea lor și magnetul inductor, care antrenează indusul pe care se află scara anemometrică

Anemometrele termice determină viteza vântului pe principiul răcirii sub influența vântului a unui fir încalzit. Cel mai cunoscut anemomelru termic este catatermometru

Anemometrul cu cupe este cel mai răspândit tip fiind compus din patru cupe emisferice montate pe un ax,acționînd la cel mai mic curent de aer prin înregistrarea numărului de rotații intr-un interval de timp se poate calcula viteza medie a curentului.
Anemometrul cu palete are piesa receptoare formată dintr-un număr de palete fixate radial pe ax.

Fig.2.25 Anemometre cu cupe

Giruet

Instrument metrologic utilizat pentru determinarea direcției și măsurarea vitezei șiintensității vântului, girueta este compusă dintr-un cadran circular gradat pe care se mișcăindicatorul punctelor cardinale și o placuță de metal care capătă o anumită înclinare fată deverticală subacțiunea vântului, indicândui intensitatea .Dispozitivul de măsurare (1450)orientat spre nord întotdeauna indică direcția și intensitatea vântului.[3]

Fig.2.26 Girueta Vild

Girueta Vild este formată din două părți principate: o parte fixă (1) și una mobilă (2). Partea fixă este alcătuită dintr-o tijă metalică a cărei parte inferioară se montează pe stâlpul de susținere. La celălalt capăt al tijei se înșurubează o vergea de oțel terminală cu o bilă de rulment In purica mediani a tijei metalice este fixat un manșon metalic în care sunt fixate 8 vergele dispuse perpendicular unele pe altele, marcând punctele cardinale și intercardinale, una dintre ele purtând litera N, ce se suprapune la instalarea giruetei, pe direcția nordului geographic.

Fig. 1.26 Schema giruetei cu elementele component

Partea mobila a giruetei, asupra căreia acționează vântul, este formată din pana de vânt, ce reprezintă indicatorul de direcție, și din indicatorul vitezei vântului. Pana de vânt sau ampenajul giruetei este format dintr-o vergea metalică orizontală , prevăzută la unul din capete cu o sferă metalică din plumb sau fontă, iar la capătul opus are un dispozitiv format din două plăci confecționate din tablă ale căror extremități spre interior se apropie, iar spre exterior se îndepărtează.

Pana de vânt, sub influența liniilor de forță ale vântului, se orientează cu sfera metalică spre direcția de unde bate vântul, indicând astfel prin poziția ei față de punctele cardinale și intcrcardinale direcția vântului.

Indicatorul de viteză a vântului este fixat la capătul superior al tijei metalice și este format din placa metalică de formă dreptunghiulară, cu dimensiunile de 150X300mm și cu o greutate de 200gf (pentru girueta cu placă ușoară) sau 800gf (pentru girueta cu placă grea).

Sub acțiunea liniilor de forță ale vântului, placa pendulează ia fața unui arc de cerc prevăzut cu 8 vergele metalice (dinți) de lungime inegală, indicatoare a vitezei, urcând sau coborând, mai mult sau mai puțin, corespunzător ai viteza și intensitatea vântului.[2]

2.4 Determinarea temperaturii aerului.

Temperatura aerului reprezintă un parametru meteorologic extrem de important deoarece aceasta influențează sau determină o serie procese fizice, chimice și biologice la nivelul scoaței terestre. Temperatura aerului este măsurată cu diferite tipuri de termometre meteorologice, al căror principiu de construire este variația de volum (în special prin dilatare și contractare) a unor materiale lichide (alcool, mercur) sau solide (anumite metale) sub acțiunea variațiilor termice ale mediului înconjurător, în acest caz, ale aerului. Termometre cu citire directă – termometrul ordinar[3].

Termometrul ordinar se folosește la măsurarea temperaturii aerului la un moment dat. Este alcătuit dintr-un rezervor cu mercur, cu formă diferită (ovală, sferică, cilindrică), în prelungirea căruia se află tubul capilar, din sticlă, cu diametrul de 0,2 – 0,3 mm. Scala gradată este confecționată de obicei din porțelan alb și este gradată în cincimi de grad (fiecare grad este împărțit în5). În mod curent, termometrul redă temperaturile de la – 40°C la + 55°C sau chiar + 60°C. Tubul capilar și scala gradată sunt protejate de un tub de sticlă, aceasta din urmă fiind sprijinită de o garnitură de sticlă la partea inferioară și de o garnitură de ebonită la partea superioară. La partea superioară a tubului de sticlă există o garnitură metalică, folosită la prinderea termometrului de suport. Termometrul ordinar se așează în adăpostul meteorologic, rezervorul său fiind plasat la o distanță de 2 m de sol. În cazul psihrometrului elservește ca termometru uscat. Citirea se face mai întâi în zecimi de grad și apoi se citesc gradele întregi, pentru că termometrul este foarte sensibil și prezența corpului umanface ca mercurul din termometru să se ridice repede.

Fig.2.26 Termometru ordinar

Termometrul de maximă.

Termometrul de maximă se deosebește de cel ordinar prin dimensiuniși construcție. Este un termometru cu mercur și prezintă aceleași părțicomponente ca și cel ordinar, diferența fiind un știft (dinte), care pătrunde înpartea inferioară a tubului capilar. Acesta formează împreună cu tubul capilar un orificiu inelar prin care mercurul trece sub formă de picături spre tub, creându-se astfel o tensiune în rezervor atunci când temperatura crește. Spre deosebire de termometrul ordinar, la acest termometru, datorită prezenței acestui știft mercurul nu mai poate pătrunde înapoi în rezervor, forța de frecare fiind mai mare decât coeziunea sa. Astfel, coloana de mercur arată care a fost cea mai ridicată temperatură de la ultima citire. Scala este gradată din 0,5° în 0,5° limitele fiind între – 30°C și + 60/70°C. Termometrul de maximă se așează pe un suport special al stativului termometrelor, în adăpostul meteorologic, în poziție aproape orizontală, ușor înclinat spre rezervor, acesta fiind tot timpul spre stânga cititorului.

Fig.2.7 Termometru de maxima si minima Fuess

Termometrul de minimă.

Termometrul meteorologic de minimă se folosește la determinareacelei mai scăzute temperaturi. Este un termometru cu alcool, deoarece acesta îngheață la – 114°C, pe când mercurul îngheață la aproximativ – 39°C.Prezintă și unele particularități de construcție, rezervorul său fiind în formă de furcă sau de cilindru pentru a avea o suprafață de contact cu aerul cât mai mare. În interiorul coloanei de alcool se găsește un indice mobil, din sticlă sau porțelan, albastru sau negru, lung de 12 – 14mm, cu capetele îngroșate. La capătul opus al tubului capilar se află o cavitate pentru acumularea alcoolului la temperaturi prea ridicate. Ca și în cazul termometrului de maximă, scala este gradată din 0,5 în o,5°C , de la – 45°C/- 55°C până la + 45°C. Termometrul de minimă se instalează sub cel de maximă, cu rezervorul spre stânga cititorului. [2]

Pentru ca măsurătorile să fie cât mai corecte, există o serie de regulipe care observatorul meteorologic trebuie să le respecte. Astfel, termometrele trebuie păstrate curate și de aceea la 5 – 10 zile se șterg de praf sau alte impurități. La citire nu se pune mâna pe rezervor și nu se țin sub o sursă de lumină deoarece crește temperatura aerului și implicit citirea la termometre va fi incorectă. De asemenea, raza vizuală a observatorului trebuie să cada perpendicular pe tubul capilar.

Fig.1.28 Termometru de maxima si minima Six Belleant

Fig 1 Masurarea temperature atmospheric pe timp de zi in Ceadirlunga

Fig.2 Masurarea temperature atmospheric pe timp de zi in Dubasari

Fig.3 Masurarea temperature atmospheric pe timp de zi in Briceni

Fig 2 Masurarea temperature atmospheric pe timp de noapte in Ceadir lunga

Bibliografie

1 .Ciulache S., Ionac Nicoleta, 2007, Esential in meteorologie si climatologie, Editura Universitara,

Bucuresti

2.Sterie Ciulache, Ionac Nicoleta, „Meteorologie si Climatologie”, Editura Universitara, Bucuresti;

3 Elena Dumitrescu, 1973, „Curs de meteorologie-climatologie”,vol.I, Centrul de multiplicare al UniversitatiidinBucuresti;

4. Marin Ion, 1986, “Masuratori si calcule in Meteorologie Climatologie”,EdituraUniversitati Bucuresti

5. Ahrens, D.C., – Meteorology today, West Publishing Company, New York, 1988.

6. Rumeny, G.R., – Climatology and the world’s climates, St. Martin’s Press, Inc., NewYork, 1971.7

7. Măhăra, G., – Meteorologie, Ed. Universității din Oradea, 2001.8

8. Hufty, A., – Introduction a la climatologie, De Boeck Universite, 2001.

9 .Tudor, M., Țugulea, E., Filipaș T.- Lucrări practice de agrometeorologie, Editura Reprografia

Universității din Craiova, Craiova, 1979.

10. Stoenescu, G., – Agrometeorologie și protecția mediului, Editura Universitaria, Craiova, 2003.

11. Stoenescu, G. Iacobescu, G., – Noțiuni de Fizică, Agrometeorologie și protecția

mediului, Ed. Universitaria, Craiova, 2006.

12. Sterie Ciulache., – Meteorologie și Climatologie, Ed. Universitară, București, 2002.13

13. Stoica, C, Cristea ,N., – Meteorologie generală, Ed. Tehnică, București, 1970