VAPORII DE APA IN ATMOSFERA

VAPORII DE APA IN ATMOSFERA

Existenta apei in atmosfera constituie elementul esential al vietii pe Pamant. Desi cantitatea de apa din atmosfer u reprezinta doar 0,001% din oceanul planetar, rolul ei in desfasurarea tturor proceselor biologice, fizice si chimice este enorm. Fara apa, planeta noastra ar fi un imens desert. Cea mai mare parte din cantitatea totala (95%) se afla sub forma de vapori, restul fiind sub forma de particule lichide si solide, care alcatuiesc norii. Intre suprafata terestra si atmosfera are loc un schimb permanent de umezeala rezultat in urma unor procese complexe de evaporare de la suprafata oceanelor (86%) si a continentelor (14%, incluzand si evapotranspiratia plantelor), condensare si precipitare, care duc la existenta cunoscutului circuit al apei in natura.

1. Sistemul de faze al apei

In atmosfera, apa se afla in trei stari de agregare, ce formeaza sistemul de faze al apei: solida (cristale de gheata), lichida (picaturi de apa) si gazoasa (vapori de apa). Transformarile de faza ale apei sunt insotite de schimburi de energie calorica si, in anumite conditii de temperatura si presiune, schimbul molecular dintre faze ajunge sa se echilibreze (fig. 32). Acest echilibru se mentine pana la aparitia unor cauze exterioare care modifica conditiile de mediu si, bineinteles, pe cel de echilibru.

Aceste trei tipuri de faze pot trece dintr-una in alta prin diferite procese fizice: evaporare, condensare, sublimare, inghetare si topire. In anumite conditii de temperatura si presiune, schimbul molecular dintre faze se echilibreaza reciproc, tinzandu-se catre o stare de echilibru de faza care se mentine pana la interventia unor cauze exterioare care pot modifica conditiile de mediu si echilibrul respectiv.

Reprezentata grafic aceasta stare de echilibru cuprinde: curba de sublimare (intre faza de gheata si vapori), curba de evaporare (intre faza lichida si cea gazoasa), curba de topire (arata dependenta dintre presiunea vaporilor si temperatura de topire), curba tensiunii de saturatie (deasupra apei supraracita) care se mai numeste si curba de suprardcire (fig. 33).

Toate transformarile de faza ale apei sunt insotite de schimburi de energie calorica, numita caldura latenta de evaporare, de condensare, de sublimare, de topire, de solidificare, cu absorbtia sau degajare de caldura, in functie de procesul fizic respectiv.

In atmosfera, picaturile de apa se pot mentine, in anumite conditii si la temperaturi negative, frecvent pana la -15C si chiar la -35C. - 60C, numite picaturi suprardcite.

2. Evaporarea si evapotranspiratia

De la suprafata terestra apa patrunde in atmosfera sub forma de vapori prin doua procese fizice: evaporare si evapotranspiratie.

2.1. Evaporarea

Este procesul fizic de trecere a apei din faza lichida in cea de vapori de apa, la suprafata terestra, prin consum de caldura (22% din energia totala primita de la Soare este consumata in procesul de evaporare a apei). Se produce prin miscari moleculare de transfer al apei in aerul inconjurator. O data cu cresterea continutului aerului in vapori de apa, acesta ajunge saturat, R = 100%. Vaporii de apa din atmosfera provin prin evaporarea apei de la suprafata marilor si oceanelor (86%), iar restul (14%) de pe continente. Intensitatea de evaporare sau capacitatea de evaporatie reprezinta evaporarea maxima posibila intr-o anumita regiune, in conditiile unor resurse excedentare de apa. In zonele tropicale desertice, capacitatea de evaporare este foarte mare (400 mm in Sahara), in timp ce evaporarea reala este foarte mica, deoarece nu exista surse de apa.

Evaporarea, in conditii naturale, este conditionata de urmatorii factori: resursele de apa, resursele energetice si amestecul turbulent care imprastie vaporii de apa. Cand se produce la suprafata uscatului, ea mai depinde si de proprietatile fizice si chimice ale solului, de relief, invelis. vegetal, nivelul apei freatice etc.

Tabelul 21. Raportul procentual dintre cantitatea de apa evaporata si cantitatea de precipitatii

Sursa: Mahara, 2001

In functie de precipitatiile anuale, in fiecare an, cantitatea totala de apa evaporata depinde de'natura suprafetei respective (tabelul 21).

2.2. Evapotranspiratia

Vegetatia complica procesul de evaporare a apei deoarece la evaporarea pur fizica reala ce are loc la suprafata solului se mai adauga si transpiratia fiziologica a plantelor. Acest proces a fost numit de catre Thornthwaite evapotranspiratie. Ea poate fi de doua feluri: reala, ce reprezinta cantitatea de apa, efectiv cedata atmosferei prin consumul plantelor si potentials, cantitatea maxima posibila pierduta prin evapotranspiratie. Evapotranspiratia depinde de cantitatea de apa din sol ce formeaza rezerva de apa accesibila plantelor, de tipul plantelor, de consumul lor de apa in functie de faza de vegetatie in care se afla si de zona climatica. In fiecare an, cantitatea totala de apa evaporata si transpirata depinde de gradul acoperirii solului cu vegetatie.

Evapotranspiratia are o mare aplicabilitate practica, deoarece permite evaluarea cantitatii de apa suplimentare, in conditii de seceta atmosferica si pedosferica, prin aplicarea irigatiilor in vederea asigurarii unei vegetatii normale.

Cunoscandu-se cantitatile de precipitatii medii ale unei regiuni si evapotranspiratia potentiala se poate determina excedentul sau deficitul de apa din sol in vederea stabilirii bilantului hidric. Cantitatile cele mai mari de apa se evapora in regiunile cu grad ridicat de continentalism, subtropicale, unde grosimea stratului de apa evaporat de pe suprafetele acvatice atinge 2000 mm/an (Asia Centrala) si peste 4000 mm/an in Sudan, Africa.

3. Umezeala aerului

Continutul in vapori de apa existenti la un moment dat in atmosfera reprezinta umezeala sau umiditatea aerului. Ea este o caracteristica importanta a aerului din punct de vedere meteorologic, dar si bioclimatic. Partea din meteorologie care studiaza umiditatea aerului se numeste Higrometrie.

In meteorologie se foloseste mai mult denumirea de umezeala a aerului care este o marime ce defineste continutul in vapori de apa existenti la un moment dat in atmosfera, iar termenul de umiditate este folosit in agrometeorologie pentru a caracteriza cantitatea de apa din sol, folosita de plante in procesele de crestere si dezvoltare. Umezeala aerului are o mare importanta in meteorologie, climatologie, biometeorologie si bioclimatologie.

3.1. Mdrimile care definesc umezeala aerului

Cantitatea de vapori de apa din atmosfera se exprima prin anumiti parametri fizici, cei mai folositi sunt urmatorii:

tensiunea sau presiunea vaporilor de apa;

umezeala absoluta;

umezeala specificd

umezeala relativd;

punctul de roud.

3.1.1. Tensiunea vaporilor de apa (e)

Reprezinta presiunea partiala a vaporilor de apa dintr-un volum de aer. Se mai numeste forta elastica a vaporilor si se exprima in milibari sau mm coloana Hg. Ea se calculeaza prin relatia:

e = P - Pu,

in care: P este presiunea totala a aerului

Pu este presiunea partiala a aerului uscat

In anumite conditii de temperatura, valoarea limita la care poate sa ajunga tensiunea vaporilor de apa poarta numele de tensiune maxima a vaporilor sau tensiune de saturatie (E). Valoarea ei create proportional cu temperatura, astfel ca aerul cald este mai bogat in vapori de apa comparativ cu aerul rece.

Tensiunea de saturatie are un rol important in cazul particulelor de apa ce formeaza ceturile, norii si ploaia. Cu cat picaturile sunt mai mici cu atat suprafata de evaporatie este mai mare. Intr-un nor, de exemplu, care este alcatuit din picaturi de diferite dimensiuni, cele mici se evapora, iar pe cele mari se condenseaza vaporii de apa.

3.1.2. Umezeala absoluta (a)

Este considerata cantitatea de vapori de apa continuta la un moment dat intr-un volum de aer si se exprima in g/m³. Cantitatea de vapori care satureaza un metru cub de aer se numeste umezeala maxima sau de saturatie (A). 112

Umezeala specificd (q)

Este cantitatea vaporilor de apa exprimata in grame si raportata la unitatea de masa a aerului (g/kg). Cantitatea de vapori ce satureaza un kg de aer se numeste umezeala specificd maxima de saturatie (Q).

Umezeala relativd (R)

Reprezinta raportul procentual dintre tensiunea vaporilor (e) si tensiunea de saturatie (E):

R E

Este marimea care reprezinta cel mai bine gradul de saturatie a aerului in vapori de apa. Indica in procente cat din cantitatea de vapori de apa necesari condensarii exista la un moment dat in atmosfera.

Valoarea umezelii relative depinde de temperatura aerului, in sensul ca, daca intr-un volum de aer cantitatea de vapori de apa ramane constants, prin cresterea temperaturii, valoarea umezelii relative se micsoreaza si aerul devine mai uscat, iar scaderea temperaturii determina cresterea acesteia. Ea depinde, de asemenea, de valoarea tensiunii vaporilor de apa (fig. 34). Dupa valoarea umezelii relative, aerul are o anumita caracteristica din punct de vedere higrometric (tabelul 22) si se poate aprecia in orice moment starea sa, posibilitatea de a condensa si de a forma nori cu precipitatii sau gradul lui de uscaciune, nefavorabil plantelor si oamenilor.

Tabelul 22. Caracterizarea higrometrica a aerului

3.1.5. Deficitul de saturatie sau deficitul higrometric (D)

Reprezinta diferenta dintre tensiunea maxima a vaporilor de apa (E) si tensiunea reala la un moment dat (e), conform relatiei:

D = E - e

Cand E = e, aerul este saturat in vapori de apa, atunci cand e < E, aerul este nesaturat in vapori de apa, iar in situatia in care e > E, aerul este suprasaturat in vapori de apa.

3.1. Punctul de roud

Reprezinta temperatura la care vaporii de apa satureaza un volum de aer si condenseaza. La aceasta temperatura, deficitul higrometric devine zero, R = 100%, e = E, a = A, iar temperatura (t) aerului este egala cu punctul de roua (t = τ).

3.2. Regimul umezelii aerului

Umezeala aerului, prin toate componentele sale, prezinta oscilatii periodice, zilnice si anuale care depind de temperatura si de cantitatea de apa evaporata, dar si variatii altitudinale.

3.2.1. Variatiile diurne si anuale

Deasupra uscatului, umezeala absoluta, specifica si tensiunea vaporilor de apa prezinta, in evolutie diurna, doua maxime: dimineata (8-9) si seara (21-22) si doua minime: dimineata inainte de rasaritul Soarelui si la amiaza (15). In schimb, deasupra marilor intinderi de apa, umezeala absoluta a aerului prezinta o oscilatie simpla, conforma curbei temperaturii aerului, cu un maximum la amiaza si un minimum dimineata, in lipsa amestecului turbulent al aerului (fig. 35).

Umezeala relativa a aerului are un mers diurn simplu, cu un maximum dimineata si cu un minimum la amiaza, cand temperatura aerului inregistreaza valoarea maxima (fig. 36).

In variatie anuala, umezeala absoluta, ca si tensiunea vaporilor de apa, prezinta o oscilatie simpla asemanatoare cu cea a temperaturii aerului (fig. 37), in timp ce umezeala relativa are o evolutie inversa fata de cea a temperaturii aerului (fig. 38).

Fig. 38. Regimul anual al umezelii relative a aerului. Sursa: Vaduva, 2004

Variatia anuala a umezelii aerului are un mers invers temperaturii aerului, maximul principal fiind in decembrie-ianuarie, iar cel secundar in iunie, iar minimul principal in iulie si cel secundar in aprilie.

3.2.2. Variatiile altitudinale ale umezelii aerului

In altitudine, umezeala aerului devine din ce in ce mai scazuta, insa aceasta nu este o regula generala, putand aparea situatii de anomalii determinate de o serie de factori cum ar fi: gradul de turbulenta al aerului, nebulozitatea, inversiunile termice si in muntii inalti, diversitatea formelor de relief si orientarea versantilor.

Umezeala absoluta a aerului scade cu altitudinea in functie de anotimp (tabelul 23), vara scaderea este cea mai mare, iar iarna se produce o inversiune datorata inversiunii de temperatura.

Tabelul 23. Variatia altitudinala a umezelii absolute a aerului in functie de anotimp (gr/m³)

Sursa: Stoica si Cristea, 1971

Variatia altitudinala a umezelii relative nu se face dupa o regula generala, valoarea ei descreste cu altitudinea in mod neregulat. In stratul inferior de aer (pana la 2-3 km), variatia ei difera de la zi la noapte si in functie de anotimp. In timpul zilelor de vara, valorile cele mai mici se inregistreaza in apropierea solului, unde temperatura aerului este cea mai ridicata, apoi create, valoarea maxima se afla la aproximativ 2,5 km, unde vaporii de apa se condenseaza si se formeaza baza norilor. Peste aceasta inaltime scade constant. Stratul cu valoarea maxima se mentine pana la nivelul de convectie al aerului (varful norilor). La altitudinea de 7-8 km, de obicei, valoarea umezelii relative se reduce la 40-50%.

Pe versanti si culmile muntoase, umezeala absoluta inregistreaza un maximum diurn la amiaza, sub efectul brizei de vale si un minimum dimineata in apropierea rasaritului Soarelui, cand se inregistreaza si minima termica.

In vai si depresiuni se observa doua minime, la fel ca in zona de campie: unul in timpul zilei, sub influenta miscarilor convective, si alta spre dimineata, ca efect al temperaturii scazute ce provoaca condensarea vaporilor de apa. In timpul anului, valoarea maxima se inregistreaza vara, iar cea minima iarna, la fel ca si la campie.

Umezeala relativa a aerului prezinta o variatie mult mai mult influentata de orientarea si inclinarea versantilor si de altitudine, care este asemanatoare celei din zonele de campie, cu producerea unui maximum vara si unui minimum iarna, in depresiuni si in vai. De la o anumita inaltime, in functie de zona climatica, umezeala relativa maxima se produce la inceputul verii, dupa amiaza, datorita predominarii miscarilor ascendente, iar cea minima iarna si in timpul noptii, ca efect al miscarilor descendente ale aerului.

Inversarea tipurilor de variatie diurna si anuala a umezelii relative a aerului se produce intre 1500 si 2000 m altitudine, in functie de zona macroclimatica si orientarea versantilor fata de advectia maselor de aer umed.

4. Condensarea si sublimarea vaporilor de apa

Sunt procese fizice de transformare a vaporilor de apa sub forma de picaturi de apa si cristale de gheata, care intra in compozitia diferitelor forme de precipitare din atmosfera: norii si precipitatiile si fenomene meteorologice (hidrometeori): ceata, roua, bruma, chiciura, mazarichea, grindina, poleiul, specifice anumitor anotimpuri.

4.1. Conditiile principale ale condensdrii vaporilor de apa

Sunt doua:

aerul sa devina saturat in vapori de apd

in aer sa existe nuclee de condensare, particule microscopice, solide si lichide, cu proprietati higroscopice, care atrag vaporii de apa, in jurul carora acestia condenseaza. Sunt cristale fine de sare marina, sau gheata, pulberi de origine minerala, industriala sau vulcanica, picaturi acide sau chiar ioni incarcati cu electricitate pozitiva sau negativa.

Saturarea aerului in vapori (e = E) se poate realiza prin marirea cantitatii de vapori sau prin scaderea temperaturii pana la valoarea punctului de roua. Cel mai frecvent condensarea vaporilor de apa se face prin racire, care, la randul ei, poate fi: radiativa, advectiva, adiabatica si prin amestec turbulent a doua mase de aer cu proprietati diferite.

Concentratia nucleelor de condensare este mai mare in apropierea suprafetei terestre, mai ales deasupra zonelor urbane si industriale, ea scazand altitudinal (tabelul 24).

In atmosfera condensarea vaporilor incepe la o anumita inaltime numita nivel de condensare si se produce pana la nivelul la care ascendenta aerului inceteaza, numit nivel de convectie. Inaltimea nivelului de convectie depinde de temperatura si umezeala aerului. Este cu atat mai sus cu cat temperatura aerului din straturile inferioare este mai ridicata si umiditatea mai mica.

Tabelul 24. Variatia altitudinala a concentratiei nucleelor de condensare

Sursa: Mahara, 2001

5. Forme de condensare si sublimare a vaporilor de apa

Dupa locul de formare si in functie de proprietatile lor, produsele de condensare si sublimare a vaporilor de apa se impart in urmatoarele categorii:

produse primare de condensare: ceata si pacla;

produse de condensare pe suprafata terestra: roua, bruma, chiciura, depuneri solide si lichide, poleiul;

produse de condensare a vaporilor de apa in atmosfera libera: norii;

produse finale: precipitatiile atmosferice (fig. 39).

5.1. Produse primare de condensare

Apar in atmosfera si se mentin in suspensie un anumit timp. Principalele tipuri sunt: ceata si pacla.

Ceata si pacla se formeaza in atmosfera inferioara, in vecinatatea solului. Sunt compuse din picaturi foarte mici de apa sau cristale de gheata foarte fine, cu dimensiuni microscopice, care reduc vizibilitatea atmosferica orizontala sub 1 km, in cazul cetii si sub 10 km in cazul paclei. Cand umezeala relativa a aerului depaseste 70% fenomenul tinde catre pacla umedd sau aer cetos. Ceata se formeaza in conditiile unui aer saturat in vapori de apa (R = 100%), la temperaturi cuprinse intre -5C si +5C si o viteza a vantului de 1-3 m/s.

Dupa conditiile sinoptice de formare exista trei mari categorii de ceata: ceata din interiorul aceleasi mase de aer, ceata frontald si ceata urband.

5.1.1.Ceata din interiorul aceleiasi mase de aer

In interiorul aceleiasi mase de aer poate sa se formeze: ceata de racire si ceata de evaporape.

Ceata de racire poate fi: radiativa, de advectie, radiativ-advectiva si de versant.

a. Ceata de racire radiativa se formeaza in conditii de regim
anticiclonic, cer senin, la viteze ale vantului de 2-3 m/s si in
apropierea suprafetelor mici de apa. Apare, de obicei, toamna in
formele concave de relief (vai si depresiuni) prin racirea nocturna a
suprafetei terestre si a aerului invecinat si formarea inversiunilor
termice (stratul de aer de la inaltime mai mare este mai cald). Are o
grosime sub 10 m si dispare la cateva ore dupa rasaritul Soarelui, mai
intai stratul din imediata apropiere a solului, stratul de ceata ramas
semanand cu o panza de nori stratiformi. Iarna, in conditii de racire
radiativa puternica, stratul de ceata format are o grosime mai mare, de
pana la 1000 m si se poate mentine mai multe zile.

b. Ceata de advectie apare prin patrunderea unei mase de aer
rece peste o suprafata mai calda sau invers. Are frecventa cea mai
mare in perioada rece a anului. Acest tip de ceata, dupa tipul de
advectie a aerului se imparte in: ceata de racire a aerului tropical
maritim, ceata de litoral, ceata maritima.

c. Ceata radiativ-advectiva se formeaza prin racirea aerului
simultan, prin cele doua modalitati: radiatie nocturna si advectie.
Stratul format este dens si persistent, cu aspectul unor bancuri de ceata
succesive.

d. Ceata de versant se formeaza prin ascensiunea lenta a aerului
umed pe versanti, care se raceste prin destindere adiabatica.

Ceata de evaporatie se formeaza in situatia in care aerul este mai rece decat suprafata de evaporare a apei. Apare, de regula, dimineata deasupra lacurilor, raurilor, mlastinilor care sunt mai calde toamna si iarna.

5.1.2. Ceata frontala

Apare ca urmare a amestecului a doua mase de aer, cald si rece, pe linia frontului, prefrontal sau postfrontal. Sunt mai frecvente in zona cu ploaie calda si de cele mai multe ori se contopeste cu norii prefrontali. Este mai frecventa pe linia frontului cald.

5.1.3. Ceata urbana

Se formeaza deasupra marilor aglomerari urbane si industrial si este alcatuita dintr-un amestec de picaturi fine de apa, noxe, fum si praf. Este cunoscuta si sub denumirea de "smog". In situatia in care centrele urbane se afla in apropierea litoralelor, acest tip de ceata se contopeste cu ceata maritima, densitatea, persistenta si grosimea stratului fiind mai mari. In astfel de ceata, vizibilitatea este redusa, la cativa metri, uneori chiar sub 1 metru, periclitand circulatia rutiera, feroviara, aeriana, navala si pietonala. Este un fenomen de risc meteorologic major, care produce multe accidente.

5.2.Condensarea si sublimarea vaporilor de apdpe suprafata

terestrd

Se produc in situatia contactului aerului cu suprafata racita a solului sau a diferitelor obiecte, pana la temperatura punctului de roua, cand se atinge starea de saturatie. Vaporii de apa se condenseaza sau sublimeaza formand o serie de depuneri: roua, bruma, chiciura, depuneri lichide si solide, polei.

5.2.1. Roua

Se formeaza in timpul noptilor senine, in perioada calda a anului datorita radiatiei nocturne intense, care asigura o racire sub punctul de roua a diferitelor suprafete: vegetatie (iarba si frunze). Aerul trebuie sa fie suficient de umed, iar amestecul turbulent inexistent. Are un efect benefic asupra culturilor si vegetatiei, in general, in zonele si perioadele secetoase.

5.2.2. Bruma

Apare toamna, iarna si primavara, in urma procesului de sublimare a vaporilor pe suprafata terestra racita la valori termice sub 0C. Este formata din particule foarte fine de gheata, sub forma unui strat albicios. Se formeaza in conditii de timp senin, umiditate suficienta, vant slab sau calm atmosferic. Brumele tarzii de primavara si timpurii de toamna au un efect negativ asupra plantelor de cultura, reprezentand adevarate riscuri meteorologice, uneori calamitand recoltele.

5.2.3. Chiciura

Se mai numeste promoroaca sau bura. Este o depunere solida care apare fie prin sublimarea vaporilor de apa, chiciura moale, fie prin inghetarea picaturilor foarte fine supraracite, chiciura tare, grauntoasa.

Chiciura moale este cristalina si formeaza un strat moale afanat pe obiectele suspendate in aer sau pe cele verticale (conductori aerieni, copaci, garduri, stalpi etc.). Se produce in conditii de vant slab sau inexistent, in prezenta aerului umed si cetos.

Chiciura tare se formeaza prin inghetarea picaturilor foarte fine, supraracite, pe obiecte aflate in calea vantului, care transports picaturi de ceata supraracita. Este foarte frecventa in regiunile de munte, pe platouri si varfuri, cu vant puternic, unde poate depasi 1 m grosime.

5.2.4. Depunerile lichide si solide

Se produc atunci cand o masa de aer cald si umed cu temperaturi pozitive, in conditii de cer acoperit sau ceata, invadeaza o regiune mai rece, producand umezirea suprafetelor verticale expuse vantului (stanci, trunchiuri de arbori, pereti etc.). In cazul advectiei aerului umed peste o suprafata racita sub 0C, se formeaza depuneri solide, avand aspect de crusta de gheata alba, opaca pe suprafetele reci expuse vantului.

5.2.5. Poleiul

Este un strat compact de gheata transparenta sau opaca, ce se depune in anotimpul rece pe sol si pe obiectele de pe sol. Provine din ploi si burnite alcatuite din picaturi supraracite, care ingheata la contactul cu suprafetele ale caror temperaturi sunt cuprinse intre 0,1 C si 1,0C. Supraracirea picaturilor se produce cand in caderea lor traverseaza un strat de aer cu temperatura sub 0C. Mai exista si un tip de polei denumit secundar, care se formeaza prin inghetarea picaturilor fine nesupraracite la contactul cu suprafata solului deja racit sub 0C.

Poleiul, ca si ceata densa, reprezinta un fenomen meteorologic de risc major pentru siguranta transporturilor, in special rutiere.

Norii

Reprezinta principala forma de condensare si sublimare a vaporilor de apd in atmosfera libera.

1. Geneza norilor

Cauzele principale ale formarii norilor sunt: racirea adiabatica prin miscari ascendente ale aerului si racirea prin radiatie a aerului umed sub punctul de roud, in prezenta nucleelor de condensare.

Inaltimea la care se formeaza norii si microstructura lor sunt in functie de anumite niveluri caracteristice pe care le poate atinge norul in timpul dezvoltarii sale (fig. 40):

nivelul de condensare reprezinta baza norului si corespunde cu
inaltimea la care incepe condensarea vaporilor de apa in atmosfera
libera in urma racirii adiabatice sau dinamice a aerului ;

nivelul izotermiei de 0C este nivelul la care se situeaza
suprafata de 0C. El poate fi sub nivelul de condensare, atunci cand
temperatura punctului de roua are valori negative sau deasupra
acestuia, cand temperatura punctului de roua este pozitiva. Intre aceste
doua nivele, norul este alcatuit din picaturi de apa si cristale de gheata
pe cale de topire. Peste acest nivel norul este format din picaturi de
apa supraracita si cristale formate prin sublimarea vaporilor. Aici se
produce fenomenul de givraj, foarte periculos in aeronautica;

nivelul nucleelor de gheata sau de sublimare apare la inaltimea la care temperatura coboara sub -10.-20C, nivel deasupra caruia norul este format din cristale de gheata provenite din sublimarea vaporilor de apa si picaturi supraracite. Este zona in care incep sa se formeze elementele de precipitatii care cad din nori. Peste nivelul nucleelor de gheata, norul este alcatuit in majoritate din cristale de gheata mai ales la inaltimi la care temperatura scade sub -40C;

nivelul de convectie corespunde cu partea superioara a norului, deci cu inaltimea la care se opreste convectia ascendenta. Aceasta are loc la inaltimea la care apare o stratificatie termica stabila sau stratul de inversiune care se opune miscarii ascendente a aerului.

Fig. 40. Nivelurile caracteristice unui nor in formare. Sursa: Mahara, 2001

2. Clasificarea norilor

Criteriile principale de clasificare a norilor sunt:

dupa forma sau aspect exterior (criteriul morfologic);

dupa inaltimea la care apare baza norului deasupra suprafetei solului: nori superiori (peste 6 km), mijlocii (6-2 km), inferiori (2-0 km), nori cu mare dezvoltare verticala;

dupa geneza: nori de convectie, frontali (apar pe linia de
separatie a doua mase de aer cu proprietati termobarice diferite), de
miscare ondulatorie a aerului (de-a lungul suprafetelor orizontale de
separatie dintre doua mase de aer), de turbulenta (in masele de aer
umede deplasate deasupra uscatului) si de radiatie (sub stratul de
inversiune care se formeaza in timpul racirii prin radiatie-Stratus);

dupa structura microfizica: nori alcatuiti din cristale de gheata sunt
norii superiori din genurile Cirrus, Cirrocumulus si Cirrostratus, nori
alcatuiti din picaturi de apa sunt norii inferiori si norii cu structura mixta,
cei cu dezvoltare mare pe verticala, Cumulus congestus si Cumulonimbus.

2.1. Dupa aspectul morfologic

Norii pot fi sub forma de gramezi izolate (Cumulus); nori in forma de gramezi compacte cu aspect de valuri (Stratocumulus) si nori sub forma de panza continua (Stratus), sub forma de blanita de miel (Cirrocumulus), sub forma de fulgi, pene, carligute (Cirrus).

2.2. Dupa altitudinea de formare a bazei norului

Se deosebesc patru categorii de nori, fiecare fiind definita prin genuri specifice: Cirrus, Cirrocumulus si Cirrostratus fac parte din etajul superior ale carui limite sunt intre 6-10 km; din etajul mijlociu fac parte norii Altocumulus, cu limitele intre 2-6 km, iar din etajul inferior cu inaltime intre 0-2 km, Stratocumulus si Stratus, cu limitele intre suprafata solului si 2000 m. Norii Altostratus apartin etajului mijlociu, insa ei se intind si in etajul superior; norii Nimbostratus sunt localizati de obicei in etajul mijlociu, dar se pot gasi si in celelalte etaje; norii Cumulus si Cumulonimbus, in mod obisnuit au baza in etajul inferior, iar varfurile lor pot patrunde in etajul mijlociu si chiar in cel superior. Acestia din urma se mai numesc si nori cu dezvoltare mare pe verticala.

2.3. Dupa conditiile de formare (genezd)

Norii se clasifica in: nori de convectie, nori frontali, nori de turbulenta, nori de radiatie, nori ce apar in urma miscdrii ondulatorii a aerului, norii orografici.

Norii de convectie apar in urma miscarilor convective, puternic ascendente ale aerului, ca urmare a incalzirii exagerate a suprafetei active (convectia termica) sau ca urmare a dislocarii fortate a aerului cald de catre vant peste un obstacol sau prin advectia unei mase de aer rece care disloca masa de aer cald (convectia dinamica). Apar, de obicei, intr-o masa de aer stratificata instabil. Norii de convectie termica sunt cumuliformi care pot fi situati la diferite inaltimi in functie de forta de ascendenta a aerului: Cumulus humilis, cu inaltimea cea mai mica, nu dau precipitatii, sunt considerati nori de timp frumos, Altocumulus cumuliformis la o inaltime medie in troposfera, Cumulus congestus si Cumulonimbus la inaltimi mari, din care cad precipitatii sub forma de averse (fig. 41).

Norii frontali apar pe linia unui front atmosferic care separa doua mase de aer cu proprietati diferite, in special de temperatura. Fiecare tip de front atmosferic este insotit de nori specifici (mai multe amanunte in capitolul de Meteorologie sinoptica).

Norii de turbulenta se formeaza prin deplasarea maselor de aer umed oceanic deasupra suprafetelor continentale si prezinta miscari turbulente sub stratul de inversiune termica. Norii din aceasta categorie sunt stratiformi (genurile Stratus si Stratocumulus) din care cad precipitatii slabe cantitativ.

Norii de radiatie apar in urma racirii radiativ-nocturne a aerului, toamna si iarna, sub stratul de inversiune termica, in timpul zilei disipandu-se o data cu incalzirea aerului. De obicei sunt nori sub forma de panza continua din genul Stratus.

Norii de mi^care ondulatorie sau de undd apar din cauze diferite, la limita straturilor de inversiune sau prin deplasarea aerului peste masive muntoase alcatuite din culmi paralele si vai. Pe unda ascendenta se formeaza nori de tip Altocumulus lenticularis si Stratocumulus, care se risipesc pe partea descendenta unde comprimarea adiabatica a aerului creeaza fenomenul de foenizare usoara, cerul devenind senin si temperatura aerului mai ridicata decat in partea ascendenta a undei (fig. 42 si 43).

A E R R E C E

Fig. 42. Modul de formare a norilor de miscare ondulatorie

Fig. 43. Formarea norilor de unda orografici

AER STABIL

Versa ntul d in v ant

Versantul de sub vant

AER INSTABIL

Fig. 44. Dezvoltarea norilor orografici in mase de aer stabil si instabil Sursa: Ciulache, 2002

Norii orografici se formeaza in situatia escaladarii fortate a aerului pe versantii muntilor. Aerul se raceste simtitor prin destindere adiabatica, iar condensarea vaporilor de apa este rapida, formandu-se nori cu mare dezvoltare verticala de genul Cumulus si Cumulonimbus intr-o masa stratificata instabil (fig. 44).

2.4. Dupa structura microfizica

In functie de starea de agregare a apei ce se afla in compozitia lor exista: nori formati din particule lichide (Stratus, Stratocumulus, Cumulus si in parte Altocumulus); nori formati din particule solide: cristale de gheata, fulgi de nea, mazariche (Cirrus, Cirrostratus si Cirrocumulus); nori micsti, compusi din picaturi de apa, dar si particule solide (Cumulonibus, Nimbostratus si in parte Altocumulus si Altostratus).

Toti norii, indiferent de inaltimea si forma lor au aceleasi parti componente: baza (partea inferioara a norului), varful (partea cea mai inalta a norului), grosimea (distanta dintre baza si varful norului), intinderea (sau lungimea maxima a norului) si inaltimea bazei (sau plafonul, ce reprezinta distanta de la suprafata topografica pana la baza norului).

3. Descrierea norilor

Conform normelor O.M.M., in clasificarea internationala a norilor sunt cuprinse 10 genuri principale de nori.

Cirrus (Ci din latinescul cirrus care inseamna bucle de par, tufa de crini, pana de pasare) sunt nori separati, in forma de filamente, bancuri sau benzi albe. Au aspect fibros si stralucire matasoasa, sunt alcatuiti din cristale de gheata si destul de transparenti (acesti nori nu ecraneaza vizibilitatea Soarelui, stelelor si a Lunii). Dintre speciile mai reprezentative sunt: fibratus (sub forma de filamente; din latinescul fibratus care inseamna fibros, construit din fibre sau din filamente), uncinus (in forma de virgule, carlige; din latinescul uncius care inseamna carlig, curbat), spissatus (in forma de tufis, snop; din latinescul spissatus participiul trecut al verbului spissare, care inseamna a ingrasa, condensa, compact), radiatus (rasfirati ca ramurile unui copac) s.a. (fig. 45).

Cirrocumulus (Cc nume compus din cirrus si cumulus) sunt nori prezenti sub forma unor bancuri sau paturi, compusi din elemente mici granulare, valuri, riduri dispuse mai mult sau mai putin regulat. Sunt nori alcatuiti din cristale de gheata si prevestesc o schimbare in rau a vremii.

Fig. 45. Tipuri de nori

Cirrostratus (Cs nume compus din cirrus si stratus) este tipul de nor care arata ca un voal noros transparent si albicios, cu aspect fibros sau neted, acoperind partial sau integral cerul. In general, produce fenomenul optic numit "halo solar sau lunar) si este constituit din cristale de gheata. De regula, acesti nori anunta ploaie.

Altocumulus (Ac nume compus din latinescul altum, care inseamna locuri inalte, partea de sus a atmosferei si cumulus) se prezinta sub forma de bancuri, gramezi sau siruri de nori, de culoare alba sau gri si cu umbre proprii. In general, este compus din picaturi de apa, dar contin uneori si cristale de gheata. La trecerea prin dreptul Soarelui sau a Lunii formeaza fenomenul numit "coroana" (reprezinta un inel in jurul acestor astrii, colorat in rosu la exterior si verde in interior). De regula, din acest tip de nori nu cad precipitatii si sunt foarte variati ca aspect exterior. Ca specii de Altocumulus se pot cita: lenticularis (in forma lenticulara, sunt deseori nori de unda-orografici; de la latinescul lenticularis, diminutivul cuvantului lens, care inseamna lentila), castellanus (la partea superioara au forma de mici turnulete sau dinti de fierastrau, sunt prevestitori de oraje; din latinescul castellanus, derivat de la castelum care inseamna castel puternic ceva fortificat), cumuliformis (in forma de gramajoare imprastiate pe orizontala) s.a.

Altostratus (As nume compus din altum si stratus) se prezinta ca un strat sau o patura de nor de nuanta albastruie sau cenusie cu aspect striat, fibros sau uniform, acoperind in intregime sau partial cerul. Prezinta parti destul de subtiri prin care se poate vedea vag Soarele, nu prezinta fenomenul de "halo". Are o intindere foarte mare pe orizontala (de sute de km), iar pe verticala grosimea lui atinge sute sau chiar mii de metri. Din Atostratus cad uneori precipitatii care pot acoperi suprafata topografica, dar de cele mai multe ori se evapora inainte de a ajunge la sol (virga).

Nimbostratus (Ns nume compus din latinescul nimbus, care inseamna ploios si stratus) este un strat noros cenusiu inchis, al carui aspect vaporos se datoreaza caderilor de ploaie sau de ninsoare cu caracter continuu si linistita, au baza destramata datorita caderii precipitatiilor. Ecraneaza in totalitate Soarele, datorita grosimii lui destul de mare. Nimbostratus acopera regiuni vaste si are o extindere mare pe verticala. Are in componenta lui picaturi de apa (adesea subracita, uneori cristale si fulgi de zapada). De obicei, acesti nori se formeaza din Altostratus, care se ingroasa si se indesesc treptat.

Stratocumulus (Sc nume compus din stratus si cumulus) sunt sub forma de banc, gramada sau patura de nori gri sau albiciosi cu unele parti intunecate sub forma de rulouri, care pot fi sau nu sudate intre ele. Sunt alcatuiti din picaturi de apa sau din zapada grauntoasa. Sunt norii cei mai frecventi, mai ales iarna, cand acopera cerul zile intregi, dar desi aposi, nu dau ploi decat foarte rar si cu o intensitate si cantitate redusa.

Stratus (St de la latinescul stratus, participiul trecut al
verbului sternere, care inseamna intindere, etalare, aplatizare) sunt
norii cei mai josi (100-400 m) sub forma de panza noroasa, in general
de culoare cenusie, cu baza destul de uniforma, fiind deseori
asemanatori cu o ceata inalta. Se compun din mici picaturi de apa, iar
iarna din mici particule de gheata, ceea ce dau vremii un aspect cetos.
La orele amiezii acestia se subtiaza si dispar sub forma de bancuri de
ceata purtate de vant. Din ei pot cadea precipitatii slabe, sub forma de
burnita, zapada grauntoasa sau ace de gheata. Adeseori, ei se formeaza
si dispar in aceeasi regiune, fiind denumiti si nori locali.

Cumulus (Cu de la latinescul cumulus care inseamna gramada,
stivuire, ingramadeala) sunt nori grosi sub forma de movile, cupole
sau turnuri, avand contur bine delimitat si care se dezvolta mai mult pe

verticala. Sunt de culoare alb-stralucitoare, iar baza lor este intunecata si mai mult orizontala si apar prin curentii de convectie (pe litoral, formarea norilor este favorizata de brize). De obicei, acesti nori nu dau precipitatii, iar daca acestea se formeaza apar sub forma unor picaturi izolate de ploaie. Ca specii, putem cita: humilis (de dimensiuni mici, sub forma unor gramezi marunte si cu o slaba dezvoltare pe verticala; din latinescul humilis, care inseamna putin inalt, de talie mica), mediocris (au extindere verticala moderata, cu varfurile mai bine dezvoltate; din latinescul mediocris care inseamna mijlociu, categorie medie), congestus (au o extindere verticala mare, conturul bine definit si sunt intr-o continua framantare, prin contopirea mai multor specii de congestus se formeaza munti de culoare alba-stalucitoare, care clocotesc si pot genera precipitatii sub forma de averse in zonele tropicale; din latinescul congestus participiul trecut al verbului congere, care inseamna a ingramadi, a stivui, a acumula). Cand dezvoltarea pe verticala este intensa norii Cumulus se transforma in Cumulonimbus.

10. Cumulonimbus (Cb) nume compus din cumulus si nimbus sunt nori densi, grosi, de culoare inchisa-plumburie la baza si albicioasa la varf, sau cu extindere plata sub forma unei nicovale. Au extindere verticala mare pana la inaltimi de10-12 km, iar la tropice 15 km si chiar mai mult. Au forma unor munti sau turnuri enorme, cu o baza ce cuprinde o suprafata vasta. Precipitatiile cazute din acest tip de nori sunt sub forma de averse si de obicei insotite de fenomene orajoase (furtuni, vijelii, fulgere). Speciile mai importante sunt: calvus (din care cad precipitatii sub forma de averse si nu prezinta aspect fibros sau striat; din latinescul calvus, care inseamna chel, ceva jupuit, despuiat), capillatus (caracteristic prin structura fibroasa, iar partea superioara se prezinta ca un evantai; din latinescul capillatus, care inseamna paros, derivat de la capillus, care inseamna par, coada de cometa) s.a. (fig. 46).

7. Nebulozitatea si durata de stralucire a Soarelui

Sunt doua elemente meteorologice importante care se afla intr-o stransa interdependenta.

7.1. Nebulozitatea

Reprezinta gradul de acoperire cu nori a boltei ceresti. Ea este importanta in practica meteorologica, indeosebi in prognozele meteorologice, unde sistemele noroase sunt urmarite prin imagini satelitare si cu ajutorul radarului. Este, de asemenea, importanta in schimbul radiativ-caloric al sistemului Soare-Atmosfera-Pamant, modificand valorile acestuia, si in cercetarile climatologice, agrometeorologice si biometeorologice.

Se apreciaza prin zecimi de cer acoperit, valoarea ei minima fiind 0 in cazul cerului senin si maxima in situatia unui cer complet acoperit cu nori. Pentru situatiile intermediare valorile ei se noteaza, prin aprecierea observatorului, cu cifre corespunzatoare de la 1 la 9. In functie de aceste valori pot fi apreciate gradul de nebulozitate si semnificatia zilelor (tabelul 21).

Nebulozitatea poate fi partiala sau i nferioara atunci cand se fac aprecieri asupra norilor inferiori, si totala, pentru aprecierea tuturor genurilor de nori.

Tabelul 21. Semnificatia zilelor dupa valoarea nebulozitatii

7.1. 1. Variatiile nebulozitatii

Ca orice element meteorologic, nebulozitatea prezinta variatii diurne si anuale in functie de anumiti factori fizico-geografici: structura si particularitatile suprafetei active, momentul zilei si al anului, latitudinea geografica, dar si antropici: poluarea atmosferei.

Variatiile diurne. Sunt determinate de zona climatica, anotimp, regimul temperaturii si umezelii aerului deasupra unei anumite suprafete active, ce isi are proprietatile ei caracteristice si, bineinteles, de tipurile de nori formati.

In zonele de clima temperata, vara, oscilatia diurna a nebulozitatii pe continente, prezinta doua maxime: unul principal, dupa amiaza (datorita convectiei puternice a aerului si aparitiei norilor cumuliformi) si altul secundar, inainte de rasaritul Soarelui (determinat de norii stratiformi ce se formeaza noaptea datorita radiatiei terestre). Intre aceste doua maxime din timpul zilei se produc doua minime (inainte de amiaza si catre seara). Iarna, datorita slabirii accentuate a convec i iei termice din timpul zilei si predominarii norilor stratiformi formati n timpul noptii, nebulozitatea prezinta doar un maximum dimineata si un minim catre seara (fig. 47).

In zona de clima calda, pe continente, nebulozitatea inregistreaza un singur maximum intre orele 12-14, fara aparitia celui de-al doilea datorita neformarii norilor stratiformi in timpul noptii.

Deasupra oceanelor si marilor variatia diurna a nebulozitatii se prezinta invers celei de deasupra uscatului. Astfel, in timpul zilei se dezvolta norii stratiformi, iar convectia termica ce apare noaptea, cand apa este mai calda decat aerul, creeaza un maximum in cea de a doua parte a acesteia.

In zonele montane, evolutia diurna a nebulozitatii depinde de modul de incalzire si racire a versantilor si vailor. In timpul verii, dimineata este senin, convectia termo-orografica, ce apare treptat ca urmare a incalzirii suprafetei active, determina aparitia unui maximum al nebulozitatii in orele amiezii. In timpul noptii cerul se insenineaza treptat datorita slabirii in intensitate a miscarilor ascendente convective ale aerului si predominarii celor descendente.

Fig. 47. Regimul diurn al nebulozitatii la Bucuresti-Baneasa. Sursa: Dumitrescu, 1973

Variatiile anuale ale nebulozitatii. Regimul anual al nebulozitatii depinde de latitudinea geografica, de conditiile climatice generale si de influentele locale.

La latitudinile medii, se remarca o valoare maxima in timpul iernii si o valoare minima in perioada calda a anului (fig. 48). In Europa, maxima de iarna se datoreaza activitatii ciclonice foarte intense, care determina o nebulozitate de tip frontal, legata de succesiunea rapida a fronturilor atmosferice insotite de o gama diversa de tipuri de nori. Valoarea minima din a doua parte a verii si din timpul toamnei este in stransa legatura cu I formarea norilor cumuliformi, de convectie, care apar destul de rar. n interiorul marilor suprafete continentale deasupra carora, iarna, predomina un regim anticiclonic caracterizat prin descendenta aerului, valoarea maxima a nebulozitatii apare vara si toamna, iar cea minima, iarna.

Pe suprafetele oceanice de la latitudinile mijlocii si superioare apar o maxima de vara sau toamna si o minima de primavara.

La latitudinile subtropicale, nebulozitatea este minima vara, cand predomina regimul anticiclonic si maxima iarna, cand activitatea ciclonica este mai frecventa.

Fig. 48. Regimul anual al nebulozitatii la Bod.Sursa: Dumitrescu, 1973

h

Fig. 49. Reprezentarea izopletara a nebulozitatii la Bucuresti. Sursa: Dumitrescu, 1973

La latitudinile tropicale, dominate de prezenta vanturilor alizee, maximum nebulozitatii este vara si minimum iarna. In regiunile in care predomina circulatia musonica, regimul anual al nebulozitatii este acela I i, dar mai bine individualizat.

n zonele inalte montane din clima temperata, nebulozitatea minima este iarna, cand in vai se formeaza norii stratiformi datorita inversiunilor de temperatura, si este maxima vara datorita predominarii convectiei termice si formarii norilor cumuliformi. O exceptie apare pe versantii aflati in calea maselor de aer si vanturilor dominante, unde maximum de nebulozitate poate aparea si iarna datorita convectiei orografice.

Reprezentarea grafica sub forma izopletelor a valorilor medii orare, lunare si anuale ale nebulozitatii pune si mai bine in evidenta, tridimensional, evolutia nebulozitatii (fig. 49).

7.2. Durata de strdlucire a Soarelui

Reprezintd intervalul orar de timp din cursul zilei in care razele Soarelui ajung direct intr-un punct dat de pe suprafata terestrd. Ea se exprima in ore si zecimi de ora. Datorita formarii norilor care ecraneaza radiatia solara din timpul zilei, in meteorologie se folosesc durata posibila zilnica de stralucire a Soarelui si durata efectiva de stralucire a Soarelui.

Durata posibila de stralucire a Soarelui reprezinta timpul scurs dintre rasaritul si apusul Soarelui in care razele solare ar putea atinge suprafata terestra daca nu ar intalni obstacolul format de nori. Ea se calculeaza astronomic in functie de latitudinea locului respectiv si de perioada anului.

Durata efectiva zilnica de stralucire a Soarelui reprezinta intervalul dintre rasaritul si apusul Soarelui in care razele solare vin in contact direct cu suprafata terestra intr-un anumit loc. In situatia unei zile complet senine, durata posibila este egala cu durata efectiva de stralucire a Soarelui.

Valoarea fractiei de insolatie arata cat la suta din durata posibila straluceste, efectiv, Soarele si depinde de pozitia geografica a punctului pentru care se calculeaza.

In variatie diurna sau anuala, valoarea duratei de stralucire a Soarelui este strans legata de valoarea nebulozitatii, cand nebulozitatea are valoare maxima, durata de stralucire a Soarelui este minima si invers.

8. Precipitatiile atmosferice

Sunt produse finale ale condensarii si sublimdrii vaporilor de apa, constituind totalitatea particulelor de apa lichidd si solidd care cad din nori si ating suprafata Pamantului. Pot fi sub forma de: ploaie, zapada, lapovita, burnita, mazariche, grindina etc. Impreuna cu depunerile pe suprafata terestra (roua, bruma, chiciura, poleiul etc.) alcatuiesc hidrometeorii.

8.1. Geneza precipitatiilor

Conditiile principale de formare a precipitatiilor sunt: cresterea picaturilor si cristalelor din nori, astfel ca ele sa poata invinge rezistenta aerului si forta curentilor ascendenti, pentru a atinge suprafata terestra. Cresterea componentelor din nori (care este cauza principals a genezei) se realizeaza prin trei procese: condensarea sau sublimarea directa a vaporilor de apa pe particule noroase, contopirea particulelor din nori (coalescenta) si givraj (ciocnirea cristalelor de gheata cu picaturile de apa supraracita, care ingheata si formeaza granule de gheata (mazarichea, grindina). Acesta este un fenomen deosebit de periculos in aeronautica.

Viteza de cadere a particulelor depinde de marimea lor (tabelul 22) si ocileaza intre 0,3 m/s la o picatura de 0,1 mm diametru (in cazul burnitei) pana la 8,0 m/s la o picatura cu diametrul de 5,0 mm (in aversa puternica de ploaie). Fulgii de zapada au o cadere mult mai mica, chiar in situatia unei averse de zapada.

Viteza de cadere a particulelor de apa, gheata, grindina etc. este totdeauna mai mare cu cat nivelul maxim de condensare al norilor este situat la mari inaltimi, unde temperatura scade mult sub 0C (exemplu norii Cumulonimbus).

La latitudini mijlocii (unde este situata si tara noastra), ploaia si zapada au o geneza comuna in norii cu structura mixta, instabila (Nimbostratus si Cumulonimbus). In situatia in care cristalele de gheata traverseaza, in caderea lor, un strat de aer cu o temperatura pozitiva ei se topesc si ajung la sol sub forma de ploaie. Cand grosimea stratului de aer cu temperatura pozitiva este mai mica, fulgii de zapada se topesc partial, se amesteca cu ploaia ajungand la sol sub forma de lapovita (precipitatie mixta). In timpul iernii, in situatia unui strat de aer cu temperaturi negative pe toata grosimea lui, cristalele de gheata formate in partea superioara a norului se contopesc cu picaturile supraracite din partea centrala a coloanei de aer, cresc in diametru si cad sub forma de fulgi de zapada (fig. 50).

Tabelul 22. Viteza de cadere a picaturilor de apa lichida in relatie cu

diametrul lor

Sursa: Mahara, 2001

In zona de clima calda, de obicei, nivelul convectiei dintr-un nor nu atinge izotermia de 0ºC, astfel ca, formarea ploii nu mai trece prin faza de gheata.

Fig. 51. Formarea grindinei in norul Cumulonimbus. Forma unui bob de grindina in sectiune transversala. Sursa: Dumitrescu, 1973

Zapada si ploaia se pot forma si in norii Altostratus, tot cu structura mixta, insa putin dezvoltati pe verticala si, in consecinta, precipitatiile sunt slabe cantitativ, sub forma de burnita. In mod frecvent, vara, ploaia care cade din astfel de nori se evapora pana a ajunge la sol, fenomenul fiind cunoscut sub denumirea de virga. Tot in norii cu structura mixta se formeaza si mazarichea moale si tare. Aceasta din urma reprezinta forma de trecere catre grindina. Cele mai bune conditii de crestere si formare a boabelor de grindina se gasesc in norii Cumulonimbus, unde grauntele de mazariche tare sunt purtate de mai multe ori de curentii ascendenti de aer, foarte puternici, prin zona superioara a norului. Pe acestea se depun straturi concentrice de gheata prin sublimare si coagulare, marind diametrul acestora. Greutatea si marimea boabelor de grindina depind de forta si durata curentilor convectivi din nor (fig. 51). Cu cat greutatea boabelor de grindina este mai mare, cu atat viteza lor de cadere, dar si de distrugere, este mai mare, grindina fiind un fenomen meteorologic de risc, cu efect mare de distrugere, mai ales in agricultura.

8.2. Clasificarea precipitatiilor

Se face dupa diferite criterii: starea de agregare, geneza, cantitatea de apd cdzutd, duratd si intensitate.

8.2.1. Clasificarea dupa starea de agregare

Dupa acest criteriu, precipitatiile sunt lichide (ploaia, burnita), solide (zapada, mazarichea, ploaia inghetata, grindina, acele de gheata) si mixte (lapovita).

Ploaia este formata din picaturi de apa cu dimensiuni ce variaza de la 0,5 mm la 5 mm in diametru. Densitatea si diametrul picaturilor de ploaie depind de tipul de nori din care cad. Ploaia cu picaturi mici si rare cade din nori mijlocii si inalti care, uneori, se poate evapora pana sa ajung la sol. Ploaia cu picaturi mari si foarte dese cade din norii cu mare dezvoltare pe verticala (Cu congestus si Cb).

Burnita este o precipitatie alcatuita din particule foarte fine de apa cu diametrul sub 0,5 mm, cu densitate mare ce cade din norii stratiformi (Stratus si uneori Stratocumulus).

Zapada este o precipitatie solida formata din cristale fine de gheata ramificate sau neramificate, a caror marime depinde de conditiile de condensare si sublimare a vaporilor de apa. Temperaturile negative nu prea scazute favorizeaza formarea fulgilor de zapada, iar la cele foarte scazute fulgii nu se formeaza.

Mazarichea este o precipitatie solida sub forma de granule mate, sfaramicioase cu aspect de zapada (forma moale) sau sub forma de graunte de gheata sferice, partial transparente cu un miez albicios opac (forma tare). Cand boabele de mazariche moale au un diametru sub 1 mm, ea se transforma in zapada grauntoasa si cade iarna din norii stratiformi, si este un echivalent al burnitei de toamna.

Ploaia inghetata este o precipitatie lichida care ingheata inainte de a ajunge la sol, trecand printr-un strat de aer cu temperatura negativa, in situatia inversiunilor de temperatura.

Grindina este o precipitatie solida alcatuita din granule de gheata de diferite forme, cu diametre variabile, in functie de conditiile de geneza. Cade numai din norii de tip Cumulonimbus si poate atinge un diametru incredibil intre 4 cm si 9,3 cm, cea mai mare granula de gheata masurata pana in prezent pe glob (Mahara, 2001).

Acele de gheata sunt cristale de gheata foarte mici, sub forma de solzi sau bastonase. Se formeaza iarna si pot pluti mult timp in aer. Norii Cirrus, cei mai inalti, sunt alcatuiti din cristale asemanatoare.

Lapovita este o precipitatie mixta alcatuita din picaturi de apa si fulgi de zapada si reprezinta o faza intermediara in procesul de formare a ploii sau zapezii.

8.2.2. Clasificarea precipitatiilor dupa geneza

Dupa formarea lor, precipitatiile sunt: convective, frontale si orografice.

Precipitatiile convective sunt cele care provin in urma proceselor de convectie termica generate prin ascensiunea puternica a aerului incalzit la suprafata terestra (a oceanelor si continentelor). Sunt ploi locale cu caracter de aversa, specifice zonei ecuatoriale in tot cursul anului si zonelor temperate in anotimpul cald in orele amiezii. Cad din norii cu mare dezvoltare verticala, Cumulus congestus si Cumulonimbus.

Precipitatiile frontale sunt specifice sistemelor noroase care insotesc fronturile atmosferice. Din norii frontului cald cad precipitatii de lunga durata si bogate cantitativ, care se produc inaintea liniei frontului, pe distante apreciabile. Frontul rece este insotit de precipitatii care cad pe o zona ingusta insa abundente cantitativ si de scurta durata sub forma de aversa, acompaniate de oraje.

Acest tip de precipitatii mai sunt cunoscute si sub denumirea de ciclonale, deoarece sunt specifice formatiunilor barice depresionare.

Precipitatiile orografice sunt determinate de ascensiunea rapida, fortata a aerului umed pe versantii muntilor si dau cantitati mari sub forma de averse insotite de descarcari electrice. In zonele muntoase aflate perpendicular in calea maselor de aer foarte umede venite de pe ocean, precipitatiile orografice insumeaza cele mai mari cantitati de apa de pe glob (ex. Himalaya, la poalele versantului sudic, in climat musonic se inregistreaza polul ploilor - Cerapundji, 12.000 mm anual).

8.2.3. Clasificarea dupa cantitatea de apa si durata

Conform acestui criteriu, precipitatiile pot fi: de lunga durata si abundente, de lunga durata si putin abundente, de scurta durata si abundente, de scurta durata si putin abundente.

Precipitatiile de lungd duratd si abundente sunt caracteristice anotimpului de toamna si in zonele montane inalte. Sunt cunoscute sub numele de "ploi mocanesti" si dureaza cel putin 6 ore, Cantitatea minima de apa pe care pot sa o dea este de 0,5 l/ora. Sunt precipitatii ale frontului cald si cad din norii Altostratus si Nimbostratus.

Precipitatiile de lungd duratd si putin abundente se numesc burnite si sunt alcatuite din picaturi foarte fine de apa, mai frecvente in perioada rece a anului. Cad, de obicei, din nori stratiformi.

Precipitatiile de scurta duratd si abundente se numesc averse si sunt caracteristice perioadei calde a anului. Cad din norii Cumulonimbus, incep si se sfarsesc brusc, sunt insotite de oraje si dau cantitati mari de apa.

Precipitatii de scurta duratd si putin abundente se numesc bure de ploaie sau fulguieli, in functie de anotimp. Cad din norii de tip Stratus.

8.2.4. Clasificarea precipitatiilor dupa intensitate

Dupa acest criteriu precipitatiile pot fi: torentiale si netorentiale.

Torentiale sunt precipitatiile care depasesc o anumita limita de intensitate care variaza de la o zona geografica la alta (tabelul 23).

Netorentiale sunt toate tipurile de precipitatii care nu se incadreaza in prima categorie.

Tabelul 23. Limitele de torentialitate ale ploilor in Romania

Sursa: Mahara, 2001

8.3. Regimul precipitatiilor

Precipitatiile atmosferice sunt elementul meteorologic cu cea mai mare variabilitate neperiodica, determinate de o serie de cauze generale, dar mai ales locale, de circulate a aerului troposferic, si fizico-geografice. Ele prezinta variatii zilnice si anuale, care le imprima un anumit tip de regim pluviometric. Deci, regimul precipitatiilor sau pluviometric reprezinta totalitatea caracteristicilor pe care le au precipitatiile in cursul unei zile f i al unui an, in special distributia lor in timp. Regimul pluviometric este deinit prin anumite marimi.

8.3.1. Marimile care caracterizeaza regimul pluviometric

Sunt:

cantitatea de precipitatii in mm strat de apa sau l/mp;

zi cu precipitatii- pp 0,1 mm;

intensitatea precipitatiilor-cantitatea de precipitatii in unitatea de timp pe unitatea de suprafata (l/mp/min.);

cantitatea maxima cazuta in 24 ore;

numarul zilelor cu anumite cantitati de precipitatii;

frecventa zilelor cu anumite forme de precipitatii.

Zilele cu sau fara precipitatii se pot grupa in serii de zile consecutive si pot reprezenta:

perioada ploioasa = intervalul de timp in care a plouat in fiecare zi sau in majoritatea zilelor.

perioada de uscaciune = intervalul de cel putin 5 zile consecutive fara precipitatii.

perioada secetoasa = intervalul de cel putin 10 zile consecutive fara precipitatii (aprilie-octombrie) si cel putin 14 zile consecutive (octombrie-martie).

8.3.2. Regimul pluviometric diurn

Variatia zilnica a cantitatilor de precipitatii difera in functie de suprafata activa (uscat sau apa), in functie de care exista tipul pluviometric diurn continental si tipul pluviometric diurn maritimo-oceanic.

Tipul continental prezinta doua maxime: dimineata (de radiatie) si dupa amiaza (de convectie). In timpul verii maximul principal este el de convectie, iar iarna, cel de radiatie. La latitudinile temperate, unde exista o activitate ciclonica intensa, aceasta variatie diurna a precipitatiilor poate fi perturbata si complicate de activitatea sistemelor noroase ce insotesc fronturile atmosferice si de precipitatiile aferente fiecarui tip de front atmosferic.

Tipul maritim-oceanic prezinta un maximum noaptea si un minimum ziua, strans legate de modul diferit de incalzire a suprafetei active. Noaptea apa este mai calda decat aerul, se dezvolta convectia si condensarea vaporilor de apa, iar ziua apa este mai rece decat aerul si predomina curentii descendenti de aer ce se opun convectiei termice.

8.3.3. Regimul pluviometric anual

Prezinta, in principal, distributia cantitativa a precipitatiilor in timpul unui an sub forma mediilor lunare si anuale pe perioade lungi de timp. Regimul pluviometric anual depinde de circulatia generala a aerului troposferic si de conditiile locale fizico-geografice. Pe suprafata globului se disting urmatoarele tipuri principale de regim pluviometric: ecuatorial, subecuatorial, tropical, tropical de^ertic, tropical musonic, mediteranean, temperat oceanic, temperat musonic, temperat continental, polar continental, polar oceanic² (fig. 52).

Tipul pluviometric ecuatorial apartine regiunilor situate in vecinatatea ecuatorului geografic, pana la latitudinea de 10ºN si S. Este caracterizat prin precipitatii abundente in tot cursul anului. Totusi, se pot observa doua perioade maxime la cele doua echinoctii cand convectia termica este mai puternica. De asemenea, se evidentiaza si doua usoare minime imediat dupa cele doua solstitii.

Tipul pluviometric subecuatorial cu precipitatii mai reduse cantitativ in comparatie cu tipul ecuatorial. Apare chiar o perioada secetoasa intre cele doua maxime echinoctiale. Este un tip de regim care face tranzitia de la cel ecuatorial catre cel tropical.

Tipul pluviometric tropical prezinta o singura perioada ploioasa de vara, rezultata prin contopirea celor doua echinoctiale din tipul ecuatorial si o perioada secetoasa care poate fi chiar de 6 luni.

Tipul pluviometric tropical desertic apare la latitudinile de 20-30º N si S, cu o scadere pronuntata a cantitatilor de precipitatii, sub 250 mm anual si o distribute temporala foarte neregulata.

Tipul pluviometric tropical musonic este asemanator celui tropical, maxima si minima pluviometrica fiind conditional de musonul de vara si, respectiv, de iarna. Precipitatiile din anotimpul ploios pot atinge insa cantitati impresionante.

Tipul pluviometric mediteranean este specific bazinului Marii Mediterane si se caracterizeaza prin doua perioade total diferite in timpul anului: una ploioasa iarna si alta secetoasa vara, determinate de activitatea ciclonica sau anticiclonica .

Tipul pluviometric temperat oceanic caracterizeaza arhipelagurile si insulele, dar si regiunile vestice ale continentelor din zona de clima temperata. Predominante sunt masele de aer umed oceanic transportate de vanturile predominante si activitatea ciclonica intensa. Precipitatiile sunt distribute in tot cursul anului, cu un maximum in lunile de toamna-iarna si cu un minimum vara, fara a aparea perioade secetoase.

Tipul pluviometric temperat musonic este specific latitudinilor mijlocii unde predomina o circulate musonica determinat e de incalzirea diferita a uscatului si apei si aparitia unor diferent presiune intre cele doua suprafete active care duc la formarea musonilor. In lunile de vara ale fiecarei emisfere actioneaza musonul de vara, oceanic, cu cantitati mari de precipitatii, iar in cele de iarna actioneaza musonul continental care transporta mase de aer cu umiditate scazuta, musonul de iarna, inregistrandu-se un minimum pluviometric. Este specific regiunilor estice ale Asiei temperate.

Tipul pluviometric temperat continental este caracteristic interioarelor continentelor, cu cantitati de precipitatii din ce in ce mai reduse cu cat departarea de ocean este mai mare, capatand o anumita nuanta de excesivitate. Se observa un maximum pluviometric vara si un minimum iarna. Vara precipitatiile sunt, in general, de natura convectiva, iar iarna se formeaza pe linia fronturilor atmosferice. Intre tipurile de regim pluviometric oceanic si continental exista tipuri de tranzitie (fig. 53), Romania incadrandu-se in acest tip pluviometric anual.

Tipul pluviometric polar continental prezinta cantitati anuale reduse, datorita slabei activitati ciclonice, aparand totusi, un maximum vara determinat de cresterea umiditatii in acest anotimp.

Tipul pluviometric polar oceanic este specific Arcticei si Antarcticei si se caracterizeaza prin cantitati de precipitatii mai mari decat in tipul continental, maximul de iarna fiind in jurul valorii de 100 mm, iar minimul apare vara, sub 5 mm.

Fig. 53. Regimul pluviometric temperat de tranzitie (Romania-Buzau)

9. Bilantul umiditatii la suprafata Terrei

Principalele componente ale bilantului general al umiditatii de la suprafata Pamantului sunt: precipitatiile, evaporatia si scurgerea. Relatia matematica ce exprima acest bilant poate fi scrisa sub forma:

B = P - (E + S),

in care:

B = bilantul umiditatii

P = precipitatii

E = evaporatia

S = scurgerea

Pe suprafata oceanului planetar se evapora anual 452.600 km³ de apa, mai mult decat cantitatea de precipitatii cazuta, iar de pe suprafata continentelor se evapora numai 72.500 km³ la o suma anuala de precipitatii de 113.500 km³, diferenta fiind aceeasi in ambele situatii, 41.000 km³, ea reprezentand volumul de apa scurs prin reteaua hidrografica de pe continente in mari si oceane (fig. 54).

Nivelul oceanului planetar si cantitatea de apa din atmosfera sub forma de vapori de apa sunt constante. Dar, avand in vedere schimbarile climatice observate in prezent si cele posibil viitoare, in situatia in care emisiile de gaze cu efect de sera antropic nu vor fi stopate, situatia va fi cu totul alta, vor fi modificari importante, si nu in sens pozitiv, pentru planeta³.