TEMPERATURA AERULUI

TEMPERATURA AERULUI

1. Incalzirea si racirea aerului

Sursa principals de incalzire a aerului o constituie suprafata terestra (uscat si apa) unde o parte din radiatia solara este reflectata, iar alta absorbita, transformata in radiatie calorica si transmisa ascendent aerului si descendent solului. Aerul se incalzepte totdeauna de jos in sus, deoarece radiatia solara ce trece prin atmosfera contribuie foarte putin la incalzirea aerului troposferic.

1.1. Modalitdtile de transmitere a cdldurii in aer

Transmiterea caldurii de la suprafata activa subiacenta in atmosfera si in interiorul atmosferei de la un strat la altul (fig. 22) se realizeaza prin:

.    conductivitate termica moleculara;

.    radiatie;

.    convectie;

.    turbulenta atmosferica;

.    advectie;

.    comprimare adiabatica;

.    transformarile de faza ale apei.

Prin aceasta modalitate se transmite o cantitate mica de caldura de la o molecula la alta, de la suprafata terestra la aerul cu care aceasta intra in contact, deoarece aerul are un coeficient de conductivitate termica foarte mic, 0,00005 cal/cm²/s/grad. Prin acest proces se incalzeste numai un strat de 4 cm grosime.

1.1.2. Radiatia termica

Aceasta este emisa de suprafata terestra si contribuie la incalzirea aerului mult mai mult decat conductivitatea termica moleculara. Fluxul radiativ de unda lunga emis neintrerupt de suprafata terestra este absorbit selectiv de bioxidul de carbon, vaporii de apa si aerosolii din atmosfera, care se incalzeste si emite radiatii in toate directiile. Primul se incalzeste stratul de aer din vecinatatea solului, de la care se transmite prin radiatie caldura la straturile superioare, proces ce are loc atat ziua, cat si noaptea.

1.1.3. Convectia

Este procesul de transmitere a caldurii pe verticala prin intermediul curentilor de aer. Ea poate fi termica si dinamicd.

Convectia termica apare cand aerul in contact cu solul incalzit, devine mai cald, mai putin dens, isi mareste volumul, devine mai usor si capata o miscare ascendenta, transportand caldura prin conductivitate si radiatie spre inaltimi. Volumul de aer cald ridicat spre straturile superioare ale troposferei se numeste termal (fig. 23). Pe masura ce se ridica, aerul se raceste si, in momentul in care temperatura sa devine egala cu cea a mediului atmosferic, ascendenta inceteaza. Prin compensatie, aerul rece de la inaltime intra intr-o miscare descendenta, ajunge la suprafata terestra unde se incalzeste si reintra in miscare ascendenta, formand celulele de convectie. Acesti curenti de aer verticali ascendenti si descendenti se numesc curenti de convectie, care contribuie la transferul caldurii in atmosfera, uneori pana la limita superioara a troposferei. Ei sunt frecventi deasupra uscatului in timpul verii, la orele amiezei. Curentii convectivi depind de natura suprafetei active, iar incalzirea aerului, care constituie cauza formarii convectiei termice, depinde de insusirile suprafetei active (culoare, capacitate calorica, termoconductibilitate, relief etc.).

Convectia dinamica este miscarea ascendenta fortata a maselor de aer aflate in deplasare prin intermediul vantului peste un obstacol aparut in calea lor. Poate fi convectie dinamica orografica (pe versantii unui munte) si frontala (aerul mai cald aluneca ascendent de-a lungul unei suprafete frontale peste o masa de aer rece.

1.1.4. Turbulenta

Reprezinta amestecul unor mase de aer cu caracteristici termice diferite, prin intermediul unor miscari dezordonate de aer sub forma de vartejuri. Ea da nastere la un schimb caloric vertical si poate fi de natura termica sau dinamica.

Turbulenta termica este determinate de incalzirea neuniforma a unor portiuni din suprafata terestra (microforme de relief, tipuri de roca si de sol etc.) orientate diferit fa ia de razele solare. Este frecventa vara in orele amiezii, pe timp senin sj calm.

Turbulenta dinamica este provocata de frecarea aerului in miscare de obstacolele de pe suprafata terestra (neregularitatile solului, vegetatie ierboasa, paduri, cladiri, forme de relief destul de inalte etc.). O data cu aparitia vantului se intensificd turbulenta dinamica, aceasta fiind dominanta in anotimpul de iarna.

1.1. Advectia

Reprezinta miscarea orizontala a aerului. Prin advectie o masa de aer cald, care se deplaseaza orizontal catre o masa de aer rece, transporta o anumita cantitate de caldura, ce contribuie la incalzirea aerului rece intalnit in cale.

1.1.6. Comprimarea adiabatica

Se produce in timpul miscarilor descendente ale aerului, acesta comprimandu-se si incalzindu-se cu aproximativ 0,6.1C/100m. Un exemplu tipic este incalzirea aerului in cazul vantului cald descendent numit foehn, observat prima data pe pantele Muntilor Alpi. La noi in tara sunt frecvente vanturi de tip foehn in Carpatii de Curbura, versantul nordic al Muntilor Fagaras. (Vantul Mare) si pe versantii estici ai Muntilor Apuseni.

1.1.7. Transformarile de faza ale apei

Contribuie la schimbul caloric intre sol si aer si, deci, la incalzirea aerului. Pentru transformarea unui gram de apa in vapori se consuma cca 600 calorii, caldura ce se acumuleaza in vaporii de apa respectivi. Acesti vapori ajunsi in atmosfera prin miscari convective si turbulente se condenseaza sau se transforma in cristale mici de gheata si o data cu acest proces, caldura inmagazinata este cedata aerului.

1.2. Racirea aerului

Se produce prin:

.   radiatie;

.   destindere adiabatica;

.   advectie;

.   evaporare.

Racirea prin radiatie se produce in nop tile senine si calme, cand cedarea caldurii determina scaderea temperaturii aerului si cand suprafata terestra se raceste prin emisie radiativa, racind si aerul cu care vine in contact.

Prin destindere adiabatica (proces termodinamic) aerul se raceste cand se afla intr-o miscare ascendenta. El isi mareste volumul, se destinde adiabatic, racindu-se.

Racirea prin advectie se face prin deplasarea orizontala a aerului cald peste cel rece, racirea avand loc de jos in sus. Este o situatie tipica de vara, cand aerul mai cald de pe continent se deplaseaza peste suprafata mai rece a oceanului.

Racirea aerului se produce si prin evaporarea picaturilor mici de apa din atmosfera, deoarece totdeauna evaporarea se produce prin consum de caldura.

2. Variatiile temperaturii aerului

Temperatura aerului nu este o marime constanta, ea variaza temporal si spatial, ca urmare a schimbarilor in intensitatea fluxului radiativ solar pe suprafata terestra.

2.1. Variatiile temporale

Sunt periodice (diurne si anuale) si neperiodice.

2.1.1.Variatiile zilnice ale temperaturii aerului

In cazul variatiilor diurne (in 24 ore) temperatura aerului prezinta o oscilatie simpla cu o maxima si o minima. Maxima termica se produce dupa trecerea Soarelui la meridianul locului, intre orele 14-15, cu aproximativ 1-2 ore mai tarziu decat cea de la suprafata solului. Dupa acest moment, temperatura scade repede catre asfintitul Soarelui, apoi lent in timpul noptii, pana spre dimineata, cand, inainte de rasaritul Soarelui, atinge valoarea minima. Intre cele doua momente, evolutia temperaturii aerului poate fi neregulata in functie de aspectul vremii.

Foarte importanta in variatia diurna a temperaturii aerului este amplitudinea termica diurna (diferenta dintre valoarea maxima si cea minima diurna), care depinde de urmatorii factori: latitudinea geografica, anotimpuri, altitudine, forma reliefului, natura suprafetei subiacente, nebulozitate, vant.

Latitudinea geografica influenteaza valoarea amplitudinii termice diurne, in sensul scaderii acesteia din regiunile intertropicale (12C) spre cele polare (1C). La latitudini temperate valoarea este de 8.9C.

Anotimpurile. La latitudini mijlocii, amplitudinea termica diurna este mai mare vara (insolatie puternica) si mai mica iarna. La poli, in timpul iernii (nopti polare) oscilatiile termice dispar.

Altitudinea determina scaderea amplitudinii termice o data cu cresterea inaltimii (cu departarea de suprafata terestra, sursa principala de incalzire a aerului). La altitudini din ce in ce mai mari, momentele producerii maximului si minimului diurn intarzie, datorita inertiei transmiterii caldurii terestre in aer.

Configuratia reliefului face ca amplitudinea termica diurna sa fie mai mare pe formele de relief negative si mai mica pe cele pozitive. Pe formele concave, in depresiuni si vai, cu o dinamica a aerului redusa, valorile amplitudinii diurne sunt mari datorita incalzirii puternice ziua si racirii prin radiatie nocturna si acumularea aerului rece de pe versanti. Pe formele convexe (culmi deluroase si muntoase), suprafata de contact a aerului cu cea terestra fiind mai mica, influenta acesteia diminuata, iar dinamica aerului si amestecul turbulent mai mari, determina amplitudini mai reduse (fig. 24).

Natura suprafetei terestre, apa, uscat, vegetatie determina diferentieri ale amplitudinilor termice diurne. Pe suprafa i a oceanelor acestea sunt cele mai mici (1-1,5C), iar pe uscat, n interiorul continentelor, mai mari (15-26C). Prezenta vegetatiei si felul acesteia diminueaza valorile amplitudinii diurne a aerului.

Nebulozitatea accentuata reduce valorile amplitudinii termice diurne, iar pe cer senin acestea cresc.

Vantul, prin amestecul turbulent si omogenizarea temperaturii pe grosimi mari ale stratului de aer, reduce valoarea amplitudinii diurne.

Valorile temperaturilor diurne extreme permit o caracterizare a zilelor si a noptilor, folosita frecvent in climatologie, conform normelor O.M.M. (tabelul 20). 94

Tabelul 20. Specificul zilelor si noptilor in functie de valorile temperaturilor

extreme

2.1.2.Variatiile anuale

Aceste variatii ale temperaturii aerului (regimul anual) sunt conditionate de variatiile anuale ale intensitatii radiatiei solare si ale radiatiei terestre, in functie de latitudinea locului si de natura si structura suprafetei active. Se inregistreaza o valoare maxima vara (iulie) si una minima iarna (ianuarie) pe uscat, la latitudini mijlocii, in emisfera nordica. In cea sudica, situatia se inverseaza. Deasupra bazinelor acvatice si la inaltimi de peste 1600 m decalajul este de cca 1 luna, maxima se produce in august si minima in februarie, in emisfera nordica.

Diferenta dintre valorile medii ale temperaturii lunii celei mai calde si a celei mai reci dau amplitudinea medie anuala, iar diferenta dintre valorile absolute, amplitudinea anuala absoluta.

Pe mari si pe oceane, ca si in zonele litorale, variatiile termice anuale sunt mici, iar in interiorul continentelor sunt foarte mari. De ex. la Verhoiansk (Siberia) se inregistreaza de la - 48C in lunile de iarna, la 15C, vara, in timp ce pe litoralul atlantic al Norvegiei, de la -2C, iarna, la aproximativ 10C, vara (fig. 25).

Configuratia reliefului este foarte importanta in evolutia anuala a temperaturii aerului. In vai si depresiuni sunt frecvente amplitudini foarte mari, datorita cantonarii aerului rece si producerii inversiunilor termice, iar pe culmi valoarea amplitudinilor termice scade. In Romania, intotdeauna cele mai scazute valori ale temperaturii aerului se inregistreaza in depresiunile intramontane din estul Transilvaniei (Bogdan, Niculescu, 1999), minima absoluta (-38,5C) fiind la Bod in ianuarie 1942, valoare nedepasita pana in prezent. Recent, cea mai scazuta temperatura (-28C) s-a inregistrat la Joseni.

In functie de marimea amplitudinilor anuale si de intervalul valorilor extreme se disting patru tipuri de regim anual al temperaturii aerului:

1)             tipul ecuatorial cu amplitudine termica anuala mica (deasupra oceanelor 1C si deasupra continentelor intre 5C si 10C);

2)             tipul tropical cu o maxima dupa solstitiul de vara si o minima dupa cel de iarna al emisferei respective. Pe oceane sunt valori de cca 5C, iar pe continente intre 10-20C;

3)             tipul temperat (40-60 latitudine N, S) prezinta o maxima dupa solstitiul de vara si o minima dupa cel de iarna. Pe uscat maxima este in iulie, iar pe ocean in august; minima in ianuarie pe uscat si in februarie pe ocean. Valoarea amplitudinii create o data cu latitudinea si cu departarea de ocean, fiind de 10C in zona de farm si de 40-50C in interiorul continentelor;

4)             tipul polar cu valori foarte scazute in timpul noptii polare (ianuarie-martie) si o maxima in timpul solstitiului de vara, caracteristice fiind amplitudinile termice extrem de mari (Verhoiansk - 62,5C), iar la tarmul marii mai reduse (fig. 26).

2.2. Variatiile neperiodice sau accidentale

Sunt abateri fata de valorile normale: orare, zilnice, lunare, anuale. Cand valorile abaterilor sunt deosebit de mari ele se numesc riscuri termice, care afecteaza viata organismelor (vegetale, animale, umane). Sunt cauzate de advectia maselor de aer cald sau rece, de variatia transparentei aerului (eruptii vulcanice, poluare) sau din cauze cosmice (eclipse de Soare) etc. Apar frecvent la latitudini temperate si polare in tot cursul anului, dar mai ales in anotimpurile de tranzitie.

2.3. Variatiile spatiale

In spatiu, distributia temperaturii se face in plan vertical si orizontal, in cadrul troposferei.

2.3.1.Variapile verticale ale temperaturii aerului

In sens vertical, temperatura aerului scade cu inaltimea, formand tipul de stratificatie atmosferica normala, conform unui gradient termic mediu de 0,6C/100 m. In unele situatii temperatura nu scade cu altitudinea, ea se mentine constanta, fenomenul numindu-se izotermie (grosimea stratului cu temperatura invariabila se numeste strat de izotermie). In alte situatii temperatura create cu inaltimea formand tipul de inversiune termicd. Pe langa aceste trei tipuri principale mai pot aparea multe situatii in care temperatura are o repartitie verticala foarte diversificata (fig. 27).

Relieful prin configuratia lui (orientarea versantilor, formele de relief) conditioneaza aceasta variatie, probleme ce tin mai mult de topoclimatologie.

In stratul microclimatic (pana la 2 m inaltime), stratificatia termica a aerului prezinta o mare variabilitate a gradientilor termici, 98

frecventa inversiunilor termice, amplitudinile diurne scad cu inaltimea, iar momentul de producere a valorilor extreme este intarziat o data cu cresterea inaltimii.

Se intalnesc mai multe tipuri de variatie termica:

1)             tipul de insolatie sau diurn (scaderea temperaturii mai accentuata in primii 20 de centimetrii, apoi mai lenta;

2)      tipul de radiatie sau nocturn (temperatura create cu inaltimea, datorita racirii radiative a suprafetei terestre.

3)      alte tipuri pot aparea sub influenta conditiilor meteorologice locale I

n perioadele cu amestec puternic turbulent al aerului sau in timpul ploilor nu se mai produc variatii, instalandu-se tipul de izotermie (fig. 28), in aceste situatii nu se efectueaza masuratori microclimatice.

Fig. 28. Tipuri de distribute verticals a temperaturii aerului 1) tipul de

radiatie (nocturn); 2) tipul de insolatie (diurn); 3) tipul de izotermie in situatii

de amestec turbulent; 1a si 2a - tipuri de tranzitie

Sursa: Berbecel si colab. 1970

In cazul padurii compacte, suprafata subiacenta activa este situata la nivelul coronamentului arborilor. Acesta re tine cea mai mare parte a caldurii primita de la Soare, aici desfasurandu-se procesele radiative, absorbtia radiatiei solare si pierderile radiativ-calorice. Cercetarile au demonstrat ca intr-o padure inalta si compacta de pini, la sol ajunge doar 1/100 din caldura pe care o primeste un sol descoperit, astfel ca la suprafata superioara a coronamentului se inregistreaza temperaturile cele mai ridicate, asemanatoare cu exteriorul. Deci, in mediul padurii fluxul de caldura este directionat de la coronament spre sol, spre deosebire de terenul descoperit, unde procesul este invers. In acelasi timp, caldura cedata de sol este retinuta de coronament, impiedicand schimbul cu exteriorul.

In timpul zilei, radiatia solara fiind absorbita de catre coronament si reflectata in atmosfera, ea contribuie intr-o mica masura la incalzirea aerului din interiorul padurii. Noaptea se produce o intensa racire, dar tot la nivelul coronamentului, care indeplineste si functia de ecran, favorizand o radiatie efectiva scazuta si reducerea racirii nocturne a solului si a aerului (fig. 29).

Fig. 29. Repartitia verticala a temperaturii aerului in padure Sursa: Marcu, 1983

Vara, temperaturile medii diurne ale aerului sunt mai coborate in interiorul padurii, in comparatie cu un teren descoperit, ajungand pana la 8-10C diferenta. Iarna, datorita prezentei arboretului si subarboretului, temperatura medie a aerului este cu 0,1-0,5C mai ridicata decat pe terenul descoperit.

Diferentele de temperatura apar, deci, intre stratul de aer de deasupra padurii qi cel din interior, dar qi intre interiorul padurii qi terenul apropiat, fard vegetatie arborescentd.

Deosebirile dintre temperaturile medii lunare din interiorul padurii si cele ale regiunii de campie sunt mai mari vara si mai mici iarna. Astfel, in silvostepele Europei de Est diferenta este de 1,2C in luna iulie. In regiunile tropicale din India, diferenta temperaturilor medii ale lunii celei mai calde ating 6,4C, intre Campia Gangelui si padurea tropicala din Assam (India). In regiunea de silvostepa est-europeana, cea mai mare diferenta de temperatura intre padure si campie nu a depasit 4,3C (Pop, 1988).

Temperatura medie anuala a aerului este foarte putin influentata de prezenta padurii, in zonele temperate diferentele fiind insesizabile, iar in cele tropicale atingand doar 2,5C.

Amplitudinile termice pun si ele in evidenta influenta padurii asupra regimului termic. De exemplu, in timpul verii, amplitudinea termica diurna intr-o padure de fag compacta este cu 5C mai mica decat a aerului intr-un camp deschis. Amplitudinile termice anuale au valori reduse (1,5C) la latitudinile mijlocii si mai mari in zona calda (de ex. 7,2C intre Campia Gangelui si padurea tropicala din provincia Assam, India).

2.3.2. Variatiile orizontale ale temperaturii aerului

In troposfera inferioara temperatura aerului prezinta variatii in sens orizontal dependente de valorile bilantului radiativ, care scad de la ecuator catre poli. Datorita repartitiei neuniforme a suprafetelor de uscat si de apa pe cele doua emisfere ale globului, distributia orizontala a temperaturii aerului prin intermediul izotermelor¹ este diferita, atat in valori medii anuale, cat si pe lunile caracteristice, ianuarie si iulie. In emisfera nordica, unde predomina uscatul, izotermele au un mers sinuos, iar in cea sudica, unde predomina marile intinderi oceanice, un mers aproape rectiliniu. Distributia geografica a temperaturii aerului va fi studiata in partea a doua a cursului, pe semestrul al doilea, in cadrul Climatologiei.

3. Transformarile adiabatice ale aerului

Procesele din atmosfera sunt datorate transformarii energiei radiante dintr-o forma in alta in timpul absorbtiei, evaporarii, condensarii sau incalzirii si racirii aerului. Energia stocata in structura moleculara a aerului atmosferic ca energie interna, determina nivelul energiei potentiale. Acest principiu fizic de conservare a energiei totale se numeste "legea fundamentala a termodinamicii", studiata in cadrul fizicii atmosferei.

Repartitia aerului pe verticala se face prin curenti convectivi ascendenti si descendenti. Aerul se ridica pana la o anumita limita

Linii ce unesc puncte cu aceeasi temperatura. (inaltimea de convectie), pana cand temperatura si densitatea lui devin egale cu cele ale mediului atmosferic inconjurator. Aceasta conditie depinde de procesele termodinamice ce au loc in aerul antrenat in miscare verticala numite procese adiabatice. Prin aceste procese, aerul isi modifica temperatura numai prin schimbari de volum sub actiunea presiunii atmosferice exterioare masei de aer. Prin miscare adiabatica ascendenta aerul se destinde, isi mareste volumul si ii scade temperatura, iar prin miscare adiabatica descendenta, aerul se comprima isi micsoreaza volumul si va avea o densitate si temperatura mai mari. In esenta, miscarile adiabatice determina racirea aerului prin destindere si incalzirea prin comprimare, in cadrul aceleasi mase de aer.

Procesele adiabatice sunt diferite in functie de gradul de umiditate al aerului. Intr-o masa de aer uscat, racirea si incalzirea se fac conform gradientului adiabatic uscat, cu valoarea de 1C/100 m. Prin reprezentare grafica se numeste adiabata uscatd. In situatia unei mase de aer umed (saturata in vapori de apa), cand nu au loc procese de condensare, ea se va raci conform gradientului adiabatic umed, care are o valoare mai mica decat a celui uscat (sub 1C/100 m). Curba de variatie a gradientului adiabatic umed poarta numele de adiabata umeda. Valoarea gradientului adiabatic umed nu este constanta, ea depinde de cantitatea de vapori de apa din aer, de temperatura si presiunea aerului. La temperatura de 0C se apropie de 0,5-0,6C/100 m (valoarea gradientului termic vertical).

In miscare ascendenta, racirea adiabatica a aerului nesaturat se realizeaza conform gradientului uscat pana la atingerea punctului de roua, dupa care vaporii de apa condenseaza si elibereaza caldura latenta de vaporizare, ce micsoreaza racirea conform gradientului umed. I

n miscare descendenta, incalzirea aerului uscat, ca si a celui umed prin comprimare adiabatica se face totdeauna conform gradientului adiabatic uscat (1C/100 m), deoarece in timpul incalzirii nu se produc condensari. In figura 30 este reprezentata variatia adiabatica a temperaturii aerului, curbele intrerupte fiind adiabatele umede, cele continue sunt adiabatele uscate, iar cea ingrosata reprezinta curba starii. Punctul PC, unde se intalnesc adiabata uscata cu cea umeda se numeste punct de condensare. Aici se produce discontinuitatea in variatia temperaturii cu inaltimea.

4. Stabilitatea si instabilitatea verticals a atmosferei

Depind de stratificatia termica a atmosferei in functie de care se realizeaza miscarea verticala a aerului. Prin stabilitate meteorologica se intelege o stare a atmosferei in care nu se produc miscari verticale, iar instabilitatea se creeaza in situatia existentei unor curenti verticali convectivi. Tipurile de stratificatie intalnite in atmosfera in cazul unei mase de aer uscat sau nesaturat in vapori de apa sunt:

.        instabila;

.        stabila;

.        indiferentd.

4.1. Stratificatia instabila

Se mai numeste de tip convectiv si se produce cand gradientul termic vertical este mai mare decat gradientul adiabatic uscat (γ>γa). In situatia unui volum de aer cu o temperatura de 20C aflat in miscare adiabatica ascendenta se va raci prin destindere adiabatica , deci mai putin decat temperatura mediului inconjurator, va fi mai cald, mai putin dens si mai usor, in interiorul lui existand forte care ii imprima o miscare continua. In cazul miscarii descendente, volumul de aer coboara si, desi se incalzeste prin comprimare, el ramane mai rece decat atmosfera inconjuratoare. Masele de aer se afla intr-un echilibru instabil, favorabil miscarilor convective (formarea norilor, producerea precipitatiilor etc.).

4.2. Stratificatia stabild

In cazul stratificarii stabile, gradientul termic vertical are o valoare mai mica decat a gradientului adiabatic uscat (γ < γa), adica sub 1C. Un volum de aer in miscare adiabatica se raceste sau incalzeste mai mult decat atmosfera invecinata, astfel ca in volumul de aer respectiv apar forte care se opun miscarii ascendente sau descendente a aerului, acesta aflandu-se intr-un echilibru stabil.

4.3. Stratificatia indiferentd

Aerul se afla intr-un echilibru indiferent in situatia in care gradientul termic vertical este egal cu gradientul adiabatic uscat (γ = γa), astfel ca volumul de aer respectiv are o temperatura egala cu cea a aerului inconjurator (fig. 31).

Intr-un volum de aer umed saturat in vapori de apa, instabilitatea apare atunci cand gradientul termic vertical este mai mic decat gradientul adiabatic uscat, dar mai mare decat gradientul adiabatic umed (γa>γ>γb). In aceasta situatie temperatura volumului de aer saturat care se deplaseaza ascendent va fi tot timpul mai mare decat a aerului inconjurator, formand o stratificatie umed-instabila, iar in miscare descendenta acest tip de stratificare dispare o data cu disparitia starii de saturatie, formand o stratificatie termica stabila.

In concluzie, starea de stabilitate atmosferica se formeaza in situatia de advectie a aerului cald in inaltime, aparitia inversiunilor de temperatura si comprimarea adiabatica a aerului, aspectul vremii fiind frumos. Starea de instabilitate apare in situatia advectiei unei mase de aer rece in troposfera superioara in urma careia se dezvolta miscari descendente, iar la suprafata terestra aerul mai cald determina formarea miscarilor ascendente si a turbulentei atmosferice, vremea fiind schimbatoare.

Inversiunile de temperatura

In distributia verticala a temperaturii aerului pot aparea anomalii in sensul cresterii si nu a descresterii temperaturii conform gradientului termic vertical. Acestea sunt inversiunile de temperatura prin care, deci, se intelege o distribuie verticala anormala, in sensul ca se produce o crestere in loc de o scadere a acesteia cu altitudinea. Cauzele producerii acestor inversiuni sunt de origine termica si dinamica, in functie de care se si clasifica.

Inversiunile termice sunt radiative, iar cele dinamice sunt:

.       de advectie;

.       frontale;

.       anticiclonale;

.       orografice.

Mai exista si inversiuni cu cauze mixte, termice si dinamice. In aceasta categorie intra inversiunile orografice.

1. Inversiunile termice

Apar in urma racirii puternice a suprafetei terestre prin procese de radiatie si sunt cele mai frecvente. La suprafata terestra, aerul se raceste foarte mult, temperatura lui fiind mai ridicata la inaltimi mai mari. Inversiunile de radiatie pot fi nocturne, de iarnd, de primdvard.

1.1. Inversiunea de radiatie nocturna

Apare in timpul noptilor senine si calme in urma racirii radiative a solului si a aerului invecinat. Se formeaza tot anul si la orice latitudine geografica. Frecventa si intensitatea cea mai mare o are in regiunile cu amplitudine diurna mare (deserturi tropicale si in regiunile temperate continentale. Maximum de producere este sfarsitul noptii - inceputul zilei. In timpul verii stratul de inversiune este mai subtire si dispare repede datorita incalzirii aerului, iar in timpul iernii, acesta este mult mai gros (peste 1,5 km) si se mentine un timp mai indelungat. Primavara, stratul de inversiune se formeaza in situatia in care o masa de aer cald apare peste suprafetele acoperite cu zapada netopita inca, unde aerul se raceste atat prin radiatie nocturna, dar si prin consumul in procesul de topire a zapezii. Din aceasta cauza mai poarta denumirea de inversiune de zapada.

2. Inversiunile dinamice

Sunt cauzate de miscarile verticale si orizontale ale aerului. Se formeaza intotdeauna in atmosfera libera.

2.1. Inversiunile de advectie

Se produc in situatia in care o masa de aer mai cald, oceanic sau maritim in deplasarea ei deasupra continentelor invadeaza o regiune de uscat racita puternic in timpul iernii.

2.2. Inversiunile frontale

Sunt determinate de activitatea fronturilor atmosferice, atat a frontului cald care transporta aer cu o temperatura mult mai ridicata decat cea a aerului initial de deasupra unei regiuni geografice, cat si a frontului rece care aduce o masa de aer rece peste aerul mai cald deja existent.

2.3. Inversiunile anticiclonale

Se formeaza in zonele de maxima presiune atmosferica in care miscarea descendenta a aerului duce la comprimarea lui adiabatica si la cresterea temperaturii aerului. Grosimea stratului de inversiune este foarte mare, pana la cateva mii de metri. In timpul iernii, inversiunile de temperatura produse in regim anticiclonic continental se suprapun peste cele de radiatie, astfel ca grosimea stratului de inversiune este si mai mare. Acest tip de inversiune este foarte frecvent in regiunile de campie, in Campia Rusa sau in Campia Romana, determinate de anticiclonul est-european.

3. Inversiunile mixte

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

3.1. Inversiunile orografice

Apar in regiunile cu relief fragmentat, pe suprafetele de relief concave, in vai si depresiuni, unde aerul rece de pe versanti coboara si se raceste in continuare prin radiatie termica nocturna in urma stagnarii lui indelungate in formele respective de relief. Pe culmile muntilor temperatura aerului este mai ridicata decat in depresiuni. In Romania sunt foarte frecvente in depresiunile intracarpatice, unde se inregistreaza minimele termice absolute (Bod, Depresiunea Brasovului, 201.1942 - 38,8C, valoare record, neegalata pana in prezent) (Geografia Romaniei. Vol. I. Geografie fizica, 1983).