ENERGIA RADIANTA

ENERGIA RADIANTA

Reprezinta totalitatea fluxurilor de radiatii ce strabat atmosfera, a schimburilor si transformarilor energiei radiante a Soarelui in energie calorica de catre suprafata activa terestra, distribuite ascendent (incalzirea si racirea aerului atmosferic, in special a celui troposferic) si descendent (incalzirea si racirea apei si a solului).

Sursa energetica principals este radiatia solara, in timp ce radiatia atmosferica si cea terestra au o pondere mai mica, uneori neinsemnata, si care sunt tot un rezultat al sursei principale, Soarele. Energia totala emisa de catre Soare este de 6,15 kw/cm², iar energia solara receptionata de suprafata terestra intr-o zi si jumatate, reprezinta intreaga cantitate de energie produsa in toate centralele electrice de pe glob in timp de un an (Mahara, 2001).

1. Tipuri de radiatii in atmosfera

Toate procesele fizice, chimice si biologice de la nivelul suprafetei terestre si din atmosfera sunt determinate de energia radianta a Soarelui.

Cantitatea de energie radianta solara cazuta pe un centimetru patrat de suprafata neagra asezata perpendicular pe directia razelor solare, la limita superioard a atmosferei, in timp de un minut poartd denumirea de constanta solara (S₀). Valoarea ei este de 1,91 cal/cm²/min., acceptata de toti cercetatorii din domeniul radiometriei sau actinometriei¹

Fluxurile de energie radianta solara ce traverseaza atmosfera pot fi sub forma de unde electromagnetice sau termice, care alcatuiesc spectrul solar (radiativ sau electromagnetic), corpusculare si cosmice, a caror importanta in meteorologie si climatologie este infima, comparativ cu a primelor.

Radiatiile corpusculare sunt transmise prin particule elementare de ioni, protoni, electroni si neutroni cu energii foarte ridicate si prin particule a si p. Ele nu ajung la suprafata terestra, fiind dirijate prin intermediul campului magnetic terestru spre regiunile polare, unde la inaltimi foarte mari contribuie la ionizarea aerului si la formarea aurorelor polare.

Radiatiile electromagnetice sau termice se transmit sub forma de unde cu viteza mare de propagare, 300 000 km/s. Au cea mai mare importanta pentru Terra si formeaza spectrul solar. Undele electromagnetice sunt caracterizate prin lungime de undd %i frecventa, mecanica cuantica asociindu-le particule numite fotoni.

2. Spectrul radiatiilor solare

Din cantitatea totala de radiatii din atmosfera (emise de sistemul Soare-Pamant-Atmosfera), care au cea mai mare importanta in desfasurarea proceselor fizice si in geneza climei, 99% sunt situate in zona spectrului electromagnetic, cu lungimi de unda (A,) cuprinse intre 0,17 si 80-100 , apartinand celor trei domenii principale: ultraviolete, vizibile si infraropi. Doar 1% apartin microundelor si undelor radio (la extremitatea energetica inferioara) si radiatiilor Rentgen (x si gamma), la cea superioara.

2.1. Radiatiile ultraviolete

Reprezinta 7% din energia radianta, cu lungimi de unda cuprinse intre 0,01-0,4 u. Ele sunt invizibile si foarte periculoase, din aceasta cauza se mai numesc si radiatii chimice datorita efectelor produse. In lipsa ecranului protector reprezentat de stratul de ozon, viata pe Terra nu ar fi posibila. Efectele negative asupra organismelor vii sunt foarte puternice, expunerea indelungata ducand la sterilitate, cancer, boli si mutatii genetice.

2.2. Radiatiile vizibile

Au lungimi de unda cuprinse intre 0,4-0,76 u. Acest domeniu al radiatiilor vizibile ocupa 44% din totalul energiei radiante solare si cuprinde cele 7 culori (tabelul 2), care impreuna dau lumina alba, valoarea maxima a concentratiei fiind pe lungimea de unda de 0,476 |a,, corespunzatoare radiatiilor albastre, de unde si culoarea albastra a cerului senin.

Radiatiile vizibile au o importanta deosebita asupra plantelor, in procesele vegetative si generative (de fructificare), cunoscandu-se faptul ca fotosinteza plantelor verzi se desfasoara numai in prezenta luminii. Radiatiile active in fotomorfogeneza plantelor sunt cele cu lungimi de unda cuprinse intre 0,2 si 0,8 m, in particular, intre 660-730 nm¹⁴, care asigura fructificarea (Sandoiu, 2000).

Tabelul 2. Lungimea de unda specifica radiatiilor vizibile

2. Radiatiile infrarosii

Se mai numesc si calorice, cu lungimi de unda cuprinse intre 0,76 si 500 , reprezentand 37% din spectrul solar.

Fig. 7. Distributia procentuala a energiei radiante solare in diferite regiuni spectrale (a), repartitia energiei in spectrul solar la diferite inaltimi ale Soarelui deasupra orizontului (b). Sursa: Mahara, 2001 In cadrul spectrului energetic solar se mai afla in partea sa inferioara zona undelor radio si a microundelor cu lungimi de unda de 0,1-300 mm, iar la partea superioara, radiatiile Rentgen X si gamma. Radiatia solara se modifica din punct de vedere spectral datorita inaltimii Soarelui deasupra orizontului: la 90, ponderea cea mai mare revine radiatiei vizibile (46%) si celei infrarosii (50%), ultravioletele ocupand numai 4%, iar la 0,5 predomina radiatia infrarosie (72%), cea ultravioleta lipsind (fig. 7 a, b).

Fluxurile radiative cu directia Soare Pamant sunt radiatii de unda scurta si cuprind: radiatia solara directa, radiatia difuza, radiatia globald si radiatia reflectatd, iar cele cu directia Pamant Atmosfera, sunt considerate de unda lunga si cuprind: radiatia terestra, radiatia atmosferei si radiatia efectivd. Ca urmare a existentei celor doua tipuri de fluxuri directionate diferit, se creeaza un bilant radiativ-caloric al sistemului Soare-Pamant-Atmosfera, prin care se exprima diferenta dintre energia primita si cedata, dintre aportul si consumul de caldura la suprafata terestra.

Factorii care influenteaza radiatia solara

Cantitatea de caldura pe care o primeste Terra depinde de factori astronomici, cum sunt: forma si miscarile Pamantului, inclinarea axei sale in raport de planul eclipticii. Factorii astronomici sau cosmici au consecinte importante asupra distantei la care se afla in permanenta planeta fata de Soare in cursul anului ca urmare a miscarii de revolutie, duratei zilelor si noptilor, ca urmare a miscarii de rotatie, oblicitatii razelor solare in cursul zilei si al anului, duratei iluminarii si unghiului de incidenta sub care cad razele Soarelui. Toate aceste consecinte se rasfrang asupra energiei radiante si a fluxului radiativ care ajunge la suprafata terestra si implicit la incalzirea globului prin conversia energiei radiante solare in energie calorica de catre suprafata activa.

1. Durata de insolatie

Se mai numeste si iluminare si reprezinta timpul efectiv in care suprafata terestra primeste radiatii de la Soare. Durata de insolatie este diferita datorita inclinarii axei terestre fata de planul eclipticii (6633'') si fata de perpendiculara pe aceasta. Astfel apare o durata diferita a zilelor si iluminarii de la Ecuator catre poli (fig. 8) si pe cele doua emisfere, diferentiind cantitatea de radiatie solara primita si, implicit, regimul insolatiei. In emisfera nordica, in luna ianuarie, durata zilei scade catre latitudinile superioare, la Ecuator fiind egala cu a noptii avand 12 ore, la tropice 10 ore si 48 de minute, la 40 latitudine, 9 ore, iar peste 66 latitudine este de 0 ore, noaptea polara fiind de 6 luni. In emisfera sudica, durata zilei create catre latitudinile superioare de la 12 ore la Ecuator la 6 luni peste latitudinea de 66, unde este ziua polara.

Fig. 8. Durata iluminarii si unghiul de incidents a razelor

solare la diferite latitudini in ziua solstitiului de iarna. Sursa: Mahara, 2001 2. Unghiul de incidenta

Are un rol important in modificarea intensitatii radiatiei solare pe suprafata terestra.

Radiatiile solare cad perpendicular si incalzesc o suprafata mult mai mare decat radiatiile solare oblice. Valoarea unghiului de incidenta depinde de inaltimea Soarelui deasupra orizontului, care se afla in dependents de latitudinea locului si de momentul zilei. Are o valoare maxima la amiaza, cand inaltimea Soarelui este de 90 in zona intertropicala la echinoctii si la tropice, in timpul solstitiului din emisfera respective Regiunile polare sunt lipsite aproximativ 6 luni (noaptea si, respectiv, ziua polara) de afluxul de radiatie solara, datorita formei Pamantului (geoid de rotatie) si inclinarii axei terestre,

cum s-a vazut anterior.

Distanta Pamant-Soare

Intensitatea radiatiilor solare este invers proportionala cu patratul distantei dintre Pamant si Soare (legea Kepler). Conform acestei legi, cea mai mica distanta este la periheliu, iar intensitatea radiatiilor solare este cu 7% mai mare decat la afeliu, cand distanta este mai mare. In realitate, intervin efectele duratei de insolatie si al unghiului de incidenta al razelor solare, care il compenseaza pe cel al distantei Pamant-Soare.

Legea lui Kepler explica si variatia mica a constantei solare in timpul anului, care este influentata si de numarul si suprafata petelor solare.

4. Influenta atmosferei

Atmosfera, prin compozitia ei, are o influenta importanta asupra radiatiei solare. Prin gazele componente, ea produce absorbtia, difuzia si reflexia radiatiilor solare, la suprafata terestra ajungand direct doar o parte din acestea, formand insolatia. Intensitatea acestor procese depinde de concentratia vaporilor de apa si a aerosolilor (ce determina transparena atmosferei) si de distanta strabatuta de radiatiile solare, care la randul ei depinde de unghiul de incidenta al razelor solare.

Din cantitatea totala de energie radianta solara pe care o receptioneaza sistemul Pamant-Atmosfera, 30% este difuzata si reflectata in spatiul cosmic, 17-19% este absorbita de atmosfera si 51-53% este absorbita de suprafata terestra, care o transforma in energie calorica pe care o radiaza permanent in atmosfera, incalzind straturile inferioare ale acesteia (troposfera).

Gazele componente atmosferei determina o absorbtie selectiva pentru anumite lungimi de unda si o absorbtie globald datorita existentei suspensiilor lichide si solide.

4.1. Absorbtia selectiva

Este produsa de gazele principale: oxigenul, bioxidul de carbon, vaporii de apa, ozonul.

Oxigenul (O₂) absoarbe radiatiile ultraviolete cu lungimi de unda mai mici de 0,2 |a, si radiatiile vizibile cu lungimi de unda de 0,759 |a, si 0,687 u.

Bioxidul de carbon (CO₂) are cea mai puternica absorbtie in domeniul infrarosu, cu lungimi de unda cuprinse intre 13 n si 17 n si nu absoarbe radiatiile infrarosii cuprinse intre 8 |j, si 10 u.

Vaporii de apa au o absorbtie puternica in domeniul infrarosu al radiatiilor cu lungimi de unda de 0,93 u, 1,13 u, 1,39 u, 1,87 |a, si 2,68 u.

Absorbtia selectiva a vaporilor de apa impreuna cu cea a bioxidului de carbon formeaza efectul de sera natural al atmosferei, care contribuie la incalzirea aerului troposferic.

Ozonul (O₃) absoarbe intens radiatiile din intreg spectrul solar, cea mai importanta fiind cea din domeniul ultraviolet cu lungimi de unda cuprinse intre 0,200 |a, si 0,320 |a, la inaltimi de 25-40 si 50 km unde se afla ozonosfera, strat deosebit de important pentru protejarea Pamantului impotriva actiunii distrugatoare a radiatiilor ultraviolete.

4.2. Absorbtia globald

Este determinate de suspensiile din atmosfera si duce la slabirea intensitatii radiatiei solare, fenomenul fiind direct proportional cu cantitatea de suspensii, mai accentuat deasupra centrelor urbane si industriale unde determina cresterea opacitatii atmosferei cu consecinte negative asupra transparentei aerului si a vizibilitatii atmosferice.

4. Componentele fluxului radiativ

Fluxul energetic radiativ ce strabate atmosfera este format din radiatii de unda scurta, care provin de la Soare si de unda lunga, cele care vin de la suprafata terestra inclusiv radiatia atmosferei. Se exprima in calorii/cm²/minut sau in Wm-² si este alcatuit din urmatoarele componente: radiatia solara directa, radiatia difuza, globala reflectata (toate de unde scurte) si radiatia terestra, a atmosferei si efectiva (de unde lungi).

4.1. Radiatia solara directa (S)

Reprezinta partea din radiatia solara cu lungimi de unda cuprinse intre 0,29 |a, si 5,0 |a,, care ajunge pe suprafata terestra nemodificata, sub forma unui fascicul de raze paralele. Este cel mai important component al bilantului radiativ si este caracterizata prin doua marimi: intensitate si insolatie. Intensitatea defineste energia fluxului radiativ respectiv in timp de un minut pe un centimetru patrat de suprafata neagra aflata perpendicular pe directia fluxului, iar insolatia este cantitatea de radiatie solara directa ce cade pe o suprafata orizontala.

Intensitatea radiatiei solare se afla in legatura directa cu unghiul de inaltime a Soarelui deasupra orizontului, depinzand deci, de latitudine, anotimp si ora zilei, dar si de transparena aerului. De asemenea exista o relatie stransa intre valoarea intensitatii si orientarea suprafetelor in spatiu. Astfel, in zona muntoasa, versantii sudici beneficiaza de cea mai ridicata intensitate a radiatiei solare directe. Ca orice parametru meteorologic, radiatia solara directa prezinta variatii zilnice si anuale.

cal/cm² /min

Fig. 9. Variatiile zilnice ale radiatiei solare directe: a) vara, b) iarna Sursa: Mahara, 2001

Variatiile zilnice depind de latitudine, altitudine, anotimp, transparena aerului si nebulozitate. In timpul unei zile de vara, intensitatea radiatiei solare directe are o valoare maxima la amiaza mult mai mare decat in timpul unei zile de iarna (fig. 9). Cu cat transparena aerului este mai redusa si nebulozitatea mai ridicata, cu atat intensitatea radiatiei solare directe este mai mica. Cu cresterea altitudinii, o data cu scaderea impuritatilor din aer, create si valoarea intensitatii radiatiei solare directe (tabelul 3).

La latitudinile ecuatoriale si tropicale, valoarea intensitatii radiatiei solare directe este mai redusa, datorita cantitatilor mari de vapori de apa si praf prezente in atmosfera, iar la poli, datorita transparentei aerului, desi valoarea unghiului de incidenta este mai mic, intensitatea este mai mare.

Variatia anuala a intensitatii radiatiei solare directe depinde de latitudine si transparena aerului. Maximul se inregistreaza la sfarsitul primaverii si inceputul verii, iar minimul la solstitiul de iarna.

Cal/cm ²/zi

Fig. 10. Variatiile anuale ale radiatiei solare directe la diferite latitudini

Latitudinal, la ecuator, curba de evolutie este formata din doua oscilatii, corespunzatoare celor doua maxime echinoctiale si celor doua minime solstitiale. La 45 se inregistreaza un maximum vara si un minimum iarna, iar la poli se observa un maximum si un minimum corespunzator zilei si noptii polare (fig. 10).

4.2. Radiatia solara difuza (D)

Reprezinta partea din radiatia solara directa care ajunge la suprafata terestra, din toate directiile, dupa ce a fost difuzata de catre moleculele gazelor componente ale atmosferei si de particulele solide si lichide aflate in suspensie. Depinde de: latitudine, altitudine, inaltimea Soarelui deasupra orizontului, transparenta aerului, nebulozitate, prezenta sau absenta stratului de zdpadd.

Valorile intensitatii radiatiei solare difuze sunt mici pe timp senin (10-20 cal/cm²min.) si cresc pe timp noros si cetos, de 3-4 ori comparativ cu valoarea de pe timp senin (fig. 11).

Fig. 11. Radiatia difuza si cea reflectata Sursa: Ciulache, Ionac, 1995

Latitudinal radiatia difuza create de la ecuator spre poli din cauza nebulozitatii mari si a persistentei stratului de zapada. In functie de transparenta aerului, radiatia difuza variaza invers proportional atat in sens latitudinal, cat si altitudinal.

Radiatia difuza are o variatie zilnica, valoarea maxima inregistrandu-se vara la amiaza, iar cea minima iarna, in regim anticiclonic (tabelul 4).

Tabelul 4. Variatia zilnica a radiatiei solare difuze si directe (cal/cm²/min.) in luna iulie la latitudini medii

Sursa: Mahara, 2001

4. Radiatia globald sau totald (Q)

Reprezinta radiatia solara directa impreuna cu radiatia solara difuza, care ajung simultan pe suprafata terestra. Intensitatea ei este exprimata prin relatia:

Q = S sin (h₀) + D,

in care:

Q = intensitatea radiatiei globale

S = intensitatea radiatiei solare directe

h₀ = inaltimea Soarelui deasupra orizontului

D = radiatia difuza

Intensitatea radiatiei globale depinde de: inaltimea Soarelui deasupra orizontului, transparena aerului, nebulozitate si latitudine.

Prezinta variatii diurne si anuale determinate de aceleasi cauze. In timpul zilei, valoarea maxima se inregistreaza la amiaza, iar valoarea minima dimineata si seara (fig. 12). In timpul unui an radiatia globala depinde de variatia nebulozitatii medii, maximum apare la sfarsitul lunii iulie. Pe teritoriul Romaniei, in luna iunie, cea mai mare valoare se produce la orele 12 pe litoral, iar cea mai mica in Campia Romana, dimineata si seara (tabelul 5).

4.4. Radiatia reflectat a (R) si absorbitd (a)

Radiatia reflectata este o parte din radiatia solara globala careia i se schimba directia de propagare (fara modificarea spectrului radiativ) datorita insusirilor fizice ale suprafetei terestre (culoare, rugozitate etc.). Insusirea sau capacitatea de reflexie a suprafetelor subiacente active se numeste albedo (A), care se exprima in procente printr-un raport intre intensitatea fluxului de radiatii reflectate si radiatia globala incidenta pe suprafata Pamantului, dupa formula:

R

Q

Fig. 12. Regimul diurn al radiatiei solare globale la Bucuresti-Afumati

Sursa: Ciulache, 2002

Tabelul 5. Variatia diurna a intensitatii medii multianuale a radiatiei solare globale pe suprafata orizontala in luna iunie, in Romania (Wm-²)

Sursa: Oprea, 2001, citat de Vaduva, 2004

Valorile albedo-ului variaza intre 2%, apa limpede si linistita in conditiile inaltimii mari a Soarelui deasupra orizontului si 95%, zapada proaspat cazuta (tabelul 6).

Diferentele pana la 1% sau 100% reprezinta radiatia absorbitd de catre suprafata respective Ea este exprimata printr-o marime (a), numita coeficient de absorbtie, dat de relatia:

a = (1-A) 100%,

in care: A = albedo-ul

Radiatia absorbita (Q-R) se mai poate defini si ca partea nereflectata din radiatia solara globala incidents. Se mai numeste bilant radiativ de unda scurta.

Tabelul 6. Valoarea albedo-ului diferitelor suprafete active

Sursa: Pop, 1988

4.5. Radiatia terestrd (E_t)

Este radiatia emisa de suprafata terestra in flux continuu dupa ce s-a incalzit datorita convertirii radiatiei solare directe in radiatie calorica, prin care se incalzeste suprafata terestra pana la o anumita adancime. Ea prezinta variatii zilnice si sezoniere ale intensitatii, in raport de intensitatea radiatiei globale si prezinta o anumita dependents de temperatura suprafetei solului.

La o temperatura medie a Pamantului de 15ºC, radiatia terestra prezinta o valoare medie de 0,57 cal/cm²/min. Valoarea maxima se inregistreaza vara pe cer senin si pe suprafete uscate, iar cea minima in noptile de iarna. In evolutia zilnica se remarca o crestere constanta de la rasaritul Soarelui pana la amiaza, cand se produce maxima, urmand apoi o descrestere a valorilor spre seara si pe parcursul noptii, minima fiind inainte de rasaritul Soarelui.

4.6. Radiatia atmosferica (E_a)

Reprezinta fractiunea din radiatia terestra absorbita de atmosfera prin vaporii de apa, aerosoli lichizi, bioxid de carbon, ozon etc. si indreptata inapoi catre suprafata terestra. Este o components radiativa de unda lunga, cea mai mare absorbtie o prezinta vaporii de apa in domeniul spectral cuprins intre 6 |a, si 8,5 |a, si la 18 u. Intervalul de maxima transparent^ pentru radiatia emisa, in care atmosfera nu absoarbe si prin care caldura emisa de Pamant se pierde in spatiul cosmic se numeste fereastra atmosferica.

Prin absorbtie atmosfera se incalzeste si emite radiatii infrarosii cu lungime de unda mare care reprezinta radiatia atmosferica. Ea se propaga in toate directiile, iar fractiunea care se indreapta catre Pamant se numeste contraradiatia atmosferica. cu o intensitate de 0,42 cal/cm²/min.

4.7. Radiatia efectivd (R_e )

Reprezinta diferenta dintre radiatia terestra si radiatia atmosferei cu directii contrare. Ea se calculeaza prin relatia:

Re = Et - E_a

Radiatia efectiva se mai poate defini si prin pierderea de caldura a suprafetei terestre, care se produce noaptea pe timp senin, mai ales iarna.

In timpul zilei surplusul de caldura rezultat prin conversia radiatiei solare directe si difuze in caldura este folosit in incalzirea aerului si a solului. Din aceste cauze radiatia efectiva prezinta variatii zilnice si anuale legate de cele ale temperaturii suprafetei de contact. Variatia zilnica prezinta un minimum inainte de rasaritul Soarelui si un maximum in jurul amiezii, iar in regim anual, apare un maximum vara si un minimum iarna. Aceasta evolutie se produce numai pe timp senin, in situatia cerului noros, situatia se complica.

Radia ia efectiva are valori cuprinse intre 0,10 cal/cm²/min si 0,30 cal/cm /min si depinde de mai multi factori: temperatura aerului si a solului, umezeala absoluta a aerului, nebulozitate, ceata, vant, altitudine, proprietatile fizice ale solului, prezenta vegetatiei.

Nebulozitatea si ceata au o importanta mare asupra intensitatii radiatiei efective, deoarece, in astfel de conditii atmosferice create radiatia atmosferei, scazand implicit valoarea radiatiei efective (tabelul 7).

5. Bilantul radiativ-caloric

Energia radianta primita sub forma fluxului radiativ solar este absorbita si transformata de suprafata terestra activa in caldura transmisa in trei directii principale: aer, apa si sol.

In sistemul Pamant - Atmosfera se produc aporturi si pierderi de energie radianta si calorica, creandu-se, astfel, un bilant radiativ si caloric, care reprezinta in esenta incalzirea si racirea planetei si a atmosferei inconjuratoare.

Deoarece in acest proces sunt incluse radiatia solara, atmosferica si terestra care prezinta schimburi continue de energie radianta si calorica, se poate vorbi de existenta unui bilant radiativ si caloric al suprafetei terestre, al atmosferei si al sistemului Pamant-Atmosfera.

5.1. Bilantul radiativ (Br) al suprafetei terestre

Reprezinta diferenta dintre suma tuturor fluxurilor de unda scurta si lunga primite de suprafata terestra si suma fluxurilor de unda scurta si lunga pierdute de ea sub forma radiatiilor reflectate si emise. Radiatia primita este data de suma radiatiei solare directe (S), a radiatiei difuze (D) si a atmosferei (Ea). Radiatia cedata sau emisa este formata din radiatia reflectata (R) si radiatia terestra (Et). Ecuatia bilantului 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,

stiindu-se ca S + D = Q (radiatia totala sau globala), iar Et - Ea = Re (radiatia efectiva).

Bilantul radiativ al suprafetei terestre depinde de nebulozitate si este diferit de la zi la noapte. Astfel, pe timp noros, cand nu exista radiatie solara directa, valoarea sa este data de relatia:

Br = (D + Ea) - (R + Et)

In timpul noptii, in absenta radiatiei solare de unda scurta, bilantul radiativ al suprafetei terestre este dat numai de radiatia efectiva (fig. 13), conform relatiei:

Br = Ea - Et

Fig. 1 Componentele bilantului radiativ al suprafetei terestre Sursa: Mahara, 2001

Valorile bilantului radiativ al suprafetei terestre pot fi pozitive, ducand la incalzirea suprafetei terestre sau negative, reprezentand racirea acesteia. In functie de valorile acestui bilant, la suprafata terestra se produc o serie de procese fizice foarte importante care determina aspectul vremii si formarea climei globului, cum ar fi: evaporatia, formarea si transformarea maselor de aer, temperatura aerului si a solului, cantitatea de vapori de apa din atmosfera, presiunea aerului si dinamica atmosferei, inghetul, dezghetul.

Bilantul este pozitiv in situatia in care energia radianta primita este mai mare decat cea cedata, ducand la incalzirea suprafetei terestre si are valoare negativa, in situatia in care energia radianta primita este mai mica decat cea pierduta intr-o serie de procese, care duc la racirea acesteia.

Bilantul radiativ al suprafetei terestre depinde de: latitudinea locului, natura suprafetei subiacente active, transparena aerului, continutul in vapori de apa, nebulozitate, si prezinta variatii zilnice si anuale. El este pozitiv ziua si vara si negativ noaptea si iarna. Aceste valori sunt tot mai mult modificate antropic, in sens negativ, datorita poluarii excesive a aerului atmosferic, dar si pozitiv, prin interventii asupra fenomenelor meteorologice de risc: seceta, ingheturi timpurii de toamna si tarzii de primavara, vanturi puternice, toate cu impact puternic asupra agriculturii.

5.2. Bilantul radiativ al sistemului Pdmant-Atmosferd

Este compus din radiatia absorbita de suprafata terestra si de atmosfera cu lungimi de unda scurta, dar si de radiatiile cu lungimi de unda lunga emise de suprafata terestra si atmosfera (fig. 14 si 15). Valorile lui depind de latitudine si anotimp.

Pe suprafata globului, bilantul are valori pozitive de la Ecuator pana la aproximativ 30-40 latitudine nordica si I sudica (in zona de clima calda) si negative peste aceste latitudini. n emisfera nordica, vara el este negativ la 80, iar iarna la 20.

Bilantul radiativ de unda lunga al sistemului Pamant -Atmosfera este format din radiatia terestra (98%) din care 91% este absorbita de atmosfera si 7% se pierde in spatiul cosmic prin fereastra atmosferica, impreuna cu radiatia atmosferei spre spatiul cosmic (57%) si spre suprafata terestra (78%). In acest bilant se mai au in vedere energia calorica emisa de suprafata terestra prin conductibilitate, convectie, turbulenta si caldura latenta de evaporare, care sunt principalele modalitati de incalzire a aerului troposferic.

La limita superioara a atmosferei, bilantul radiativ este compus din constanta solara la aporturi (100%) si la pierderi din radiatia difuza a atmosferei si cea reflectata de suprafata terestra si nori (36%), impreuna cu fluxul de unda lunga al atmosferei si al radiatiei terestre (64%).

Bilantul radiativ pentru atmosfera este alcatuit din absorbtia unei parti din radiatia solara, terestra si calorica, la aporturi, conform relatiei:

si de radiatia atmosferica spre spatiul cosmic (57%) si spre suprafata terestra (78%), la pierderi, in total 135%.

5. Bilantul caloric (Bc)

Reprezinta diferenta dintre cantitatea de caldura primita si cea cedata de suprafata activa subiacenta, sub forma ecuatiei:

Bc = Bt - (Ta + Ts + Te),

care

Bt = bilantul radiativ al suprafetei terestre

Ta = caldura transmisa aerului

Ts = caldura transmisa in sol

Te = caldura consumata in evaporarea apei

Aceasta formula sufera modificari in functie de bilantul caloric in diferite intervale de timp (24 de ore, o perioada de un an sau mai multi ani), de felul suprafetei active subiacente (apa sau uscat, cu diferite caracteristici termice si hidrice).

In regiunile desertice, intreaga valoare a lui Bt este folosita pentru incalzirea aerului, Ta, cele doua componente fiind egale. Acelasi lucru se intampla si la suprafata oraselor, de aici rezultand temperaturi excesiv de ridicate ale suprafetei solului si aerului din imediata apropiere, comparativ cu a regiunilor invecinate. In schimb, pe suprafetele umede, cea mai mare parte a caldurii se consuma in procesul de evaporare a apei, ceea ce imprima suprafetei si aerului invecinat temperaturi mai scazute.

Planeta Terra are un echilibru caloric stabil datorita faptului ca intreaga cantitate de caldura obtinuta prin bilantul radiativ este consumata pentru evaporarea apei si pentru incalzirea aerului, solului si apei, iar surplusul de caldura din zonele intertropicale si deficitul din zonele polare se echilibreaza in mecanismul circulatiei generale a aerului troposferic. In acest fel planeta si-a pastrat o temperatura medie constanta de 15ºC.

Bilantul radiativ-caloric al sistemului Pamant-Atmosfera are, la aporturi 25 Kcal/cm²/an (100%) primite de la Soare, iar la cedari, cele 105 Kcal/cm²/an (42%) pierdute prin reflexie si difuzie spre spatiul interplanetar, cele 50 Kcal/cm²/an (20%) pierdute prin radiatia efectiva a suprafetei terestre si cele 95 Kcal/cm²/an (38%) pierdute prin radiatia efectiva a atmosferei, de la strat la strat. La scara globala, aceste valori variaza, pentru acelasi loc, in functie de perioada calendaristica si, pentru acelasi moment, in functie de latitudine (Ciulache, 2002).