Structura atmosferei

1.Structura verticala a atmosferei

Atmosfera este un mediu neomogen din punct de vedere fizic. Avand in vedere distributia temperaturii cu inaltimea, atmosfera se poate impartii in: troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera si exosfera, conform fig. 1.

	Fig.1. Structura vertical@ a atmosferei

A.Troposfera - denumirea de troposfera a fost data de francezul Teisserenc de Bort, este un cuvant de origine greaca si inseamna intoarcere, vanturare, oglindind starea de agitatie a aerului din aceasta parte a atmosferei.

Troposfera se intinde intre 0 si 16-18 km la Ecuator, 0 si 10-11 km la latitudinile mijlocii, 0 si 6-8 km la poli. Are forma unei elipsoid mai turtit decat Pamantul. Temparetura descreste cu cresterea inaltimii gradientul termic vertical fiind de 6,5⁰C/km. Troposfera contine 75% din masa atmosferei si 90% din masa vaporilor de apa. Volumul troposferei reprezinta 1% din volumul total al atmosferei. Aici se formeaza norii, se produc majoritatea fenomenelor meteorologice si se intalnesc procesele de turbulenta si advectie. %ncalzit prin contactul cu pamantul, aerul se ridica si este inlocuit cu aer mai rece. Miscarile verticale ale aerului formeaza diferente de presiune care duc la aparitia fortelor de gradient producand vanturile orizontale.

Troposfera beneficiaza de un fel de regulator automat al aerului. Soarele este in mod evident principala pompa termica. Soarele incalzeste suprafata Pamantului, care la randul ei incalzeste aerul de deasupra, care se dilata, devine mai usor si incepe o miscare ascensionala. Pe masura ce se ridica, aerul se dilata tot mai tare si sufera o transformare adiabatica, racindu-se. (Fig.2.)

			Fig.2. Transformarea adiabatic@ a aerului la trecerea deasupra unui munte

 

Densitatea troposferei este de r =1,293 kg/m³.

Din punct de vedere climatologic, troposfera este stratul cel mai important, aici traind toate vietuitoarele. Troposfera se subdivide in:

a.      stratul limita planetar sau stratul de perturbatii care este cuprins intre suprafata solului si inaltimea de 1-2 km, sufera influenta directa a suprafetei subiacente. %n primii doi metri de la sol aerul formeaza o patura speciala din punct de vedere climatic, formandu-se o microclima numita clima plantelor, cu proprietati diferite de cele ale paturilor de deasupra.

Temperatura aerului variaza pe verticala in primii 2 m mai mult decat in orice alt strat. Apar doua tipuri de variatie:

tipul de insolatie cu temperaturi ce scad la inceput foarte puternic iar apoi mai lent, pentru ca la o inaltime de 1-1,5 m gradientul termic vertical sa devina zero si sa se intalneasca cu un strat ingust de izotermie, deasupra caruia influenta solului nu se mai sesizeaza. Din aceasta cauza temperatura adevarata a aerului se inregistreaza la o inaltime de 1,8-2 m.

tipul de radiatie cu temperaturi ce cresc o data cu inaltimea, permitand un fenomen de inversie termic. Acest fenomen se datoreaza radiatiei nocturne din cursul verii si radiatiei diurne din timpul iernii.

%n general temperatura aerului langa sol este mai mare ziua si mai mica noaptea fata de inaltimi. Amplitudinea zilnica si cea anuala sunt mai mari iar numarul zilelor de inghet si a celor de vara este marit. Umiditatea aerului este in general mai mare langa sol. Variatia pe verticala se caracterizeaza printr-o reducere regulata, atat a umiditatii absolute, cat si a celei relative.

Viteza vantului are valoarea minima la sol, datorita frecarilor.

%n acest strat se formeaza familia norilor inferiori, din care cad cele mai importante cantitati de precipitatii, fie sub forma de ploaie, fie sub forma de zapada

a.stratul mijlociu sau stratul de convectie, este cuprins intre 2-6 km inaltime, aici formandu-se majoritatea norilor. Miscarile ascendente si descendente ale aerului sunt destul de puternice. Norii acestui strat apartin familiei norilor mijlocii. Presiunea atmosferica scade cu altitudinea foarte repede la inceput, apoi din ce in ce mai incet, atingand la inaltimea de 5 km jumatatea din valoarea presiunii la nivelul marii.

b.stratul superior se intinde de la 6 km pana la limita superioara a troposferei, aici formandu-se nori din cristale de gheata, sau varfuri ale norilor cu dezvoltare pe verticala. Norii sunt de tip Cirrus.

%n partea superioara a troposferei presiunea ajunge doar la 25% din presiunea la nivelul marii. Trecerea la stratul urmator se face printr-o zona de tranzitie, numita tropopauza.

Tropopauza a fost considerata ca o zona continua, de la poli la ecuator. %n realitate, tropopauza are o structura stratificata, cu numeroase brese in ea. Aceste brese sunt in stransa legatura cu jeturile de aer, care au o strucrura tubular-elipsoidala. Jeturile de aer au viteze cuprinse intre 250 km/h si 100 km/h, o latime de pana la 500 km si o grosime de aproximativ 7 km (fig.3).

Fig.3.a.Stratificarea incalecata a tropopauzei, b.traiectoria tipica a jeturilor de aer, c.structura unui curent jet de aer

Jeturile de aer sunt utile zborului avioanelor cu directie est. Numarul jeturilor si distributia lor se modifica de la zi la zi si de la anotimp la anotimp. Cea mai mare distributie de jeturi se gaseste deasupra Japoniei, Libiei si Noua Anglie din S.U.A.

B. Stratosfera, se intinde de la limita superioara a troposferei pana la o inaltime de 30-32 km. Stratosfera se caracterizeaza teoretic printr-o constanta a temperaturii de -50⁰C gradientul termic vertical fiind zero. Aceasta prezumtie nu este intrutotul adevarata, la latitudini mici inregistrandu-se deseori temperaturi de 0⁰C. Initial s-a considerat ca stratosfera este stratificata, fiind formata din straturi cu densitati bine definite suprapuse si statice. %n realitate in stratosfera apar curenti foarte rapizi de aer, cu viteze de ordinul sutelor de km/ora, numiti curenti rapizi.

Curentii foarte rapizi, care pot atinge 500 km/h, provoaca o puternica turbulenta a acestei zone.

Datorita concentratiei mai omogene de gaze temperatura partii inferioare a stratosferei este aproape constanta.

%n stratosfera, aerul este destul de rarefiat, la inaltimea de 20 km fiind de 15 ori mai putin dens decat la suprafata Pamantului, avand densitatea r=0,087 kg/m³. Volumul stratosferei este de 2% din volumul atmosferei si contine a 5-a parte din masa atmosferei. Planctomul atmosferic, spori, polen, bacterii, infuzorii si alte microorganisme se gasesc pana la inaltimea de 25 km, inaltime pana la care sunt protejate fata de radiatiile ultraviolete.

Nivelul de 25 km din stratosfera superioara constituie limita altitudinala superioara a biosferei (MARCU, M., 1983).

Zborurile stratosferice decurg in general lin, vizibilitatea este excelenta, iar aerul rarefiat opune o rezistenta mica. Avioanele supersonice isi imprima urma pe cer, pe masura ce umiditatea care emana din motoarele lor formeaza trene de condensare (cristale foarte fine de gheata).

Vaporii de apa patrund in stratosfera foarte rar, producand nori de culoare sidefie, formati din cristale de gheata, fiind un strat intermediar intre zonele inca dense si cele destul de rarefiate ale atmosferei.

Trecerea la mezosfera se face prin stratopauza.

C.Mezosfera se intinde intre 32 si 80 km. %n mezosfera apare fenomenul de inversiune termica, temperatura crescand si ajungand la valoarea de +60, 70⁰C la o inaltime de 50 km. Peste aceasa inaltime, pana la 80 km temperatura atinge o valoare cuprinsa intre - 80, -110⁰C. Mezosfera se imparte in doua, mezosfera calda (pana la 50 km) si mezosfera rece, pana la 80 km. Mezosfera calda se datoreaza reactiilor chimice de formare a ozonului sub actiunea radiatiilor ultraviolete. Aici, oxigenul molecular O₂ se descompune in oxigen atomic sub actiunea radiatiilor ultraviolete cu lungime de unda de 2900 A⁰.

O₂ + uv O + O

Oxigenul atmosferic se mai poate combina cu o molecula de O₂ formand ozonul: O₂ + O + MN O₃ + MN, MN fiind o molecula neutra.

Molecula de ozon, la inaltimea de 50 km sub actiunea radiatiilor ultraviolete se transforma in oxigen molecular si oxigen atomic.

O₃ + UV O₂ + O

Oxigenul atomic rezultat se poate combina cu o alta molecula de ozon, rezultand doua molecule de oxigen molecular O + O₃ 2O₂ si procesul incepe iarasi.

Freonul si alti compusi chimici cu clor eliminati in urma proceselor economice, ajung in mezosfera, sunt descompusi de radiatia ultravioleta si elibereaza clorul, care reactioneaza cu oxigenul. Compusii rezultati sunt stabili impiedicand astfel procesul de formare si descompunere al ozonului.

Ozonul este foarte important deoarece absoarbe radiatile ultraviolete cu lungimi de unda sub 2900A⁰, nocive vietii. Stratul de ozon, localizat intre 40-50 km inaltime formeaza ozonosfera. %n mezosfera rece apar si primele manifestari ale aurorelor polare. %n mezosfera rece apar si primele manifestari ale aurorelor polare. Trecerea la termosfera se face prin mezopauza.

D.Termosfera se intinde de la limita superioara a mezosferei pana la inaltimea de 1.000 km. Termosfera este al doilea strat de inversiune termica. Temperatura creste pana la valoarea de 2.000⁰C la o inaltime de 500 km, dupa care se mentine constanta. Aceasta temperatura in conditiile aerului extrem de rarefiat nu a fost masurata de vreun termometru, ci este cea corespunzatoare energiei cinetice a moleculelor de aer in miscare. %n ceea ce priveste incalzirea puternica a aerului in termosfera s-au emis ipoteze conform carora cresterea de temperatura se datoreste absortiei directe de catre aer a radiatiei solare. Cea mai plauzibila explicatie este aceea ca la inaltimi peste 100 km, straturile de aer se incalzesc datorita caldurii rezultate din interactia electronilor cu campul magnetic terestru. Prezenta electronilor se datoreaza fluxurilor primare emise de Soare si a fluxurilor cosmice. (MARCU, M., 1983).

%n primul strat ionizat E, plasat intre 90-130 km exista o densitate de ioni 2,3*10⁵ ioni/cm³, iar in cel de al doilea, F₁, plasat intre 180-200 km, densitatea de ioni este de 4*10⁵ ioni/cm³, iar in densitatea de ioni a celui de al treilea strat, F₂, plasat intre 250-320 km, este de 9*10⁵ ioni/cm³. Gradul de ionizare creste de 10 ori, de la altitudinea de 100 km pana la cea de 300 km reducandu-se la jumatate la altitudinea de 500 km.

%ntre 100-350 km se intalnesc o serie de straturi puternic ionizate, care formeaza ionosfera.

Ionosfera nu mai este perceputa ca o succesiune de straturi ionizate, ci ca un singur strat continuu, cu concentratii variabile de electroni. Concentratia maxima de electroni se gaseste la inaltimea de 300 km.

%n ionosfera se produc reflexia undelor radio si formarea aurolelor polare. Aurorele polare si boreale sunt rezultatul interactiei dintre razele cosmice si particulele ionizante din atmosfera pamantului. Ele se produc la inaltimi cuprinse intre 80 si 100 km. Fenomenul este aproape acelasi cu descarcarea in gaze (tubul de neon). Datorita campului magnetic terestru, la poli se produc ionizari puternice. Aurora se produce, de obicei, la 3-4 ore dupa apusl Soarelui, adica la caderea noptii, fiind precedata de o lumina catre nord, coloane luminoase, una la est si cealalta la vest, care urca dinspre orizont, scimbandu-si necontenit aspectul si culoarea, fiind brazdate de dungi galbene, verzi si rosii pronuntate. Uneori varfurile coloanelor se unesc formand o bolta luminata si colorata feeric. %ncepand cu inaltimea de 100 km, sunetul se propaga foarte slab, iar la inaltimea de 170 km nu se mai aude deloc.

La limita superioara a termosferei densitatea aerului ajunge la valoarea de r=10^-12kg/m³, iar la inaltimea de 220 km presiunea P=10^-9Po. Drumul liber mijlociu care la suprafata Pamantului are valori de 10^-13m, ajunge aici la valori de 10³-10⁴m

E.Exosfera se intinde intre 1.000 - 3.000 km avand densitatea extrem de mica. Moleculele constituiente scapa de forta de atractie a pamantului pierzandu-se in spatiul interplanetar.

%n cazul cand energia cinetica Ec a moleculei este mai mare decat energia potentiala Ep a campului gravitational, este posibil ca molecula sa paraseasca atmosfera, deplasandu-se in spatiul interplanetar. Fenomenul se numeste disiparea gazelor, iar inaltimea la care se produce se numeste nivel critic sau nivel de disipatie Ec > Ep (MARCU, M., 1983). Variatia energiei potentiale este data de:

Ep=, unde:

m=masa moleculei;

g= acceleratia gravitationala

g=constanta gravitatiei

r=distanta pana la centrul Pamantului

Ec=

Pentru producerea disiparii trebuieste indeplinita conditia Ec Ep, ceea ce duce la relatia:

Vm vp unde vp este viteza parabolica.

Pentru producerea disipatiei, viteza termica a moleculei trebuie sa fie mai mare sau egala cu asa numita viteza parabolica.

Gazele ce mai persista in aceasta zona, se gasesc in partea inferioara sub forma de atomi, iar in cea superioara sub forma de ioni si electroni. %n exosfera apare o puternica prezenta a plasmei.

Dincolo de exosfera, mergand pana la aproximativ 75.000 km s-au descoperit trei zone de radiatii, cu un camp magnetic foarte puternic, constituite din protoni, electroni si neutroni, proveniti din radiata corpusculara a Soarelui si cea cosmica.

Primele doua zone sau centuri se numesc zone vaAllen iar cea de a treia zona Vernov (fig.4.)

Fig.4. Magnetosfera

Sagetile indica directiile de iesire a navelor cosmice din atmosfera pamantului. Strabaterea magnetosferei este extrem de periculoasa, datorita campului magnetic extrem de puternic. Magnetosfera constituie un ecran de protectie extrem de eficace impotriva radiatiilor cosmice, a caror intensitate este aici de 1.000 mai mare ca la nivelul marii.

2.Structura orizontala a atmosferei

Pe langa variatiile pe verticala, troposfera prezinta variatii pe orizontala, datorate repartitiei neuniforme a energiei solare pe suprafata terestra si a altor factori (altitudinea, relieful, repartitia uscatului si a apelor, etc.). Troposfera este compusa din mase de aer, adica zone intinse relativ omogene si individualizate care prezinta structura si proprietati fizice asemanatoare. Proprietatile fizice ale maselor de aer sunt strans legate de caracteristicile regiunilor deasupra carora s-au format. De obicei, masele de aer se formeaza in zone cu presiuni atmosferice ridicate, deoarece acolo aerul poate stagna un timp mai indelungat capatand insusirile suprafetei subiacente. O masa de aer poate avea o intindere de mii de km² pe orizontala, in timp ce pe verticala ea nu depaseste limita superioara a troposferei. Iarna in special, masele de aer sunt foarte plate, ajungand la grosimea de 1-2 km.

Fiecare masa de aer, avand insusiri omogene pe toata intinderea, prezinta o anumita individualitate legata de originea ei geografica. Daca masa de aer porneste in miscare, antrenata de circulatia generala a atmosferei, isi pastreaza proprietatile fizice cateva zile.

Daca deplasarea se face lent chiar cu opriri, proprietatile fizice se transforma treptat, masa de aer imprumutand pe cele ale suprafetei subiacente.

Masele de aer se clasifica tinand bine cont de mai multe criterii, dupa cum urmeaza:

a.      dupa temperatura: mase de aer cald si mase de aer reci. Pentru a putea preciza temperatura, este necesara cunoasterea deplasarii. Astfel o masa de aer creata in regiunile tropicale, este rece daca se indreapta spre ecuator, sau calda daca se deplaseaza spre poli.

b.     dupa locul de formare: masele de aer arctice si antarctice, care se formeaza la poli; mase de aer polare care se formeaza la cercuri polare; mase de aer tropicale care se formeaza la tropice; mase de aer ecuatoriale care se formeaza la ecuator.

c.      dupa natura suprafetei subiacente: mase de aer maritime sau continentale.

masa de aer continental artic (cA), este foarte rece si contine foarte putini vapori de apa;

masa de aer maritim artic (mA), este foarte rece si cu umiditate considerabila, producand precipitatii abundente;

masa de aer continental polar (cP), iarna este rece si uscata, cu cer senin si geruri puternice, vara este excesiv de calda si nornal de uscata, determinand insa timpul instabil;

masa de aer maritim polar (mP); iarna umeda si calda, vara este racoroasa si umeda. %n toate anotimpurile se produc precipitatii suficiente sau abundente;

masa de aer continental tropical (cT), se formeaza in regiunile tropicale cu presiune atmosferica ridicata. Sunt masele de aer cele mai calde si cele mai uscate care ajung la latitudinile noastre. Acestea produc vremea cu caracter secetos si cu multe zile tropicale;

masa de aer maritim tropical (mT), se caracterizeaza prin aerul cald si umed.

d.     dupa stabilitate masele de aer calde sunt stabile iar cele reci sunt instabile.

O masa de aer care circula deasupra unei suprafete mai rece decat ea, este termodinamic calda si este stabila. O masa de aer care circula deasupra unei suprafete mai calda decat ea este termodinamic rece si in general instabila.

O masa de aer termodinamic calda se raceste prin contactul cu suprafata subiacenta rece. Partea inferioara, racita, este mai grea si are tendinta de a ramane la sol.

Cand o masa termodinamic rece este incalzita la contactul cu suprafata subiacenta mai calda, aerul mai usor si incalzit se ridica deasupra prin aerul rece. O masa de aer rece este deci o masa de aer turbulenta, cu nori cumuliformi fig.5.

Fig.5. Liniile accentuate reprezinta zonele de formare ale fronturilor, vara si iarna

%n tabelul 2 sunt prezentate sintetic principalele caracteristici ale maselor de aer.

Tabel 2

Cateva caracteristici ale maselor de aer reci si calde

Masele de aer nu raman constante in deplasarea lor ci se transforma in mod continuu, mai lent sau mai repede. Ele transporta cu sine insusirile fizice caracteristice locului de origine si pot sa disloce masele de aer mai putin mobile, ocupandu-le locul.

La intalnirea a doua mase de aer cu insusiri diferite ia nastere o suprafata de separatie numita suprafata frontala. Aceasta suprafata este o zona de discontinuitate din punctul de vedere al factorilor fizici. Intersectia suprafetei frontale cu suprafata pamantului reprezinta o linie care se numeste front atmosferic. Lungimea frontului atmosferic este cuprinsa intre cateva sute si cateva mii de kilometri, iar latimea este de 5-30 km. Grosimea frontului este de ordinul sutelor de metri.

%n figura 6 este reprezentat un front atmosferic aparut la intersectia a doua mase de aer de presiune inalta, una calda si una rece.

Sagetile indica directia vantului, iar izobarele dau presiunea in milibari. %n figura 6 este reprezentat tridimensional acelasi front. Se observa cinci detalii, valabile pentru orice front:

fronturile se formeaza la periferia zonelor de presiune ridicata;

fronturile se formeaza intre celule cu temperaturi diferite;

aerul cald se ridica intotdeauna deasupra aerului rece;

frontul se observa in lungul unui talveg;

vanturile isi schimba directia in sensul acelor de ceasornic.

			Fig.6.Frontul rece }i frontul cald; Schem@ de formare

Aerul rece, avand o densitate mai mare, patrunde sub aerul cald sub forma de pana ingusta, si totodata in ansamblu, sub forma de calota sferica, cu baza si perimetrul pe suprafata terestra. Aerul cald, avand o densitate mai mica aluneca (de obicei de jos in sus) pe aerul rece sub forma de palnie, cu varful pe suprafata pamantului.

Procesul de formare al formatiunilor atmosferice se numeste frontogeneza, iar cel de destramare se numeste frontoliza.

Frontogeneza se produce prin amestecul a doua mase de aer, avand viteze diferite, iar frontoliza se produce prin egalarea proprietatilor fizice a celor doua mase de aer.

Numele de front rece sau cald se da intotdeauna dupa masa de aer care este mai activa.

Cand o masa de aer cald ajunge din urma o masa de aer rece, urca deasupra acesteia, fiind mai putin densa. Ca urmare a acestei ascensiuni iau nastere formatiuni noroase de tip Cirrus, cirrostratus si altostratus care produc precipitatii slabe in intensitate dar lungi ca durata. Aceste formatiuni noroase se formeaza cu pana la 800 km inaintea frontului cald. Deci frontul cald se poate prevedea. Cand o masa de aer rece ajunge din urma o masa de aer cald acesta intra ca o pana sub aerul cald, provocandu-i o ascensiune rapida formandu-se formatiuni noroase de tip altocumulus, ce produc precipitatii de scurta durata, dar foarte intense (fig 7.).

			Fig. 7 Fronturi atmosferice, forma]iuni noroase

Aceste formatiuni noroase se formeaza cu aproximativ 30 km inaintea frontului rece, deci acesta nu poate fi prevenit.

Tinand cont de originea maselor de aer ce vin in contact se pot distinge urmatoarele fronturi:

frontul arctic care separa masele de aer arctic de cele polare;

frontul polar care separa masele de aer polar de cele tropicale;

frontul tropical care separa masele de aer tropical de cele ecuatoriale.

Densitatea aerului

Plecand de la legea lui Gay-Lussac se obtin relatiile:

PV=P₀V₀(1+at) sau P₁V₁= P₀V₀(1+at) dar

si

Prin inlocuire in relatia PV= P₀V₀(1+at) se obtine:

sau P r =P₀r at) de unde relatie prin care se poate determina densitatea unui gaz, cunoscandu-se r la temperatura t=0⁰C si presiunea p₀.

Presiunea unui gaz se determina prin citirea inaltimii unei coloane de mercur x₁ a unui barometru.

Prin inlocuire in relatiea anterioara se obtine:

kg/m³, relatie ce reprezinta densitatea aerului uscat.

O problema deosebita o prezinta densitatea aerului umed. Se stie ca aerul atmosferic contine o cantitate variabila de vapori de apa. Cunoscandu-se raportul , densitatea aerului va fi:

rumed=ruscat + q, unde q este umiditatea absoluta (kg/m³).

Presiunea exercitata de vaporii de apa la un moment dat se noteaza cu 'e'. Conform legii lui Dalton, presiunea totala a aerului va fi:

P_tot=P_uscat + e, de unde P_uscat=P_tot - e.

Folosindu-se formula generala a gazelor PV=RT, se obtine pentru densitatea aerului uscat iar pentru densitatea vaporilor de apa se obtin: r_vapori

Densitatea aerului umed va fi formata din densitatea aerului uscat plus densitatea vaporilor de apa.

r_umed r_uscat r_vapori

r_umed sau r_umed forma asemanatoare cu cea a densitatii aerului uscat.

%n tabelul 3 sunt prezentate valorile densitatilor atat pentru aerul uscat cat si pentru cel umed, la diferite temperaturi.

Tabel 3

Valorile densitatilor aerului uscat si umed, la diferite temperaturi

Repartitia densitatii aerului in inaltime depinde de variatia presiunii atmosferice, de variatia temperaturii si a umiditatii aerului cu inaltimea.

Densitatea aerului este o marime in continua schimbare, de la un moment la altul, datorita miscarilor maselor de aer cu origini diferite de la o regiune la alta.

Din ecuatia generala a gazelor, se observa ca principala dependenta a densitatii aerului este data de presiune si temperatura. Dependenta r=f(p) este o functie crescatoare de gradul I, iar dependenta r=f(T) este o functie descrescatoare de acelasi grad. Ca urmare a acestui fapt, pot aparea situatii cand densitatea aerului ramane constanta, sau chiar sa creasca, o data cu cresterea inaltimii.

Considerand anotimpurile opuse, pana la o inaltime de 8500 m, densitatea este mai mare iarna decat vara, iar peste 8500 m densitatea este mai mare vara decat iarna. %naltimea de 8500 m reprezinta o zona de densitate aproape constanta.

%n tabelul 4 se prezinta variatia densitatii aerului cu inaltimea, vara si iarna.

Tabel 4

Dependenta densitatii cu inaltimea si anotimpurile

Atmosfera standard

Pentru a putea folosi datele meteorologice din diverse locuri geografice (aplicatie in special in aviatie) s-a introdus notiunea de atmosfera 'standard'

Atmosfera standard trebuie sa indeplineasca urmatoarele conditii:

sa aiba o compozitie omogena cu inaltimea;

aerul sa fie perfect uscat;

temperatura la nivelul marii trebuie sa fie 15⁰C;

scaderea temperaturii cu inaltimea sa se faca cu 6,5⁰/km, pana la altitudinea de 11.000 m, conform legii: T_h=15⁰-0,0065h

la altitudini mai mari de 11.000 m temperatura se considera constanta si egala cu -56,5⁰C;

presiunea atmosferica are valoarea de 1,013.10⁵N/m² sau 1,013 mbar;

acceleratia gravitationala are valoarea de 9, 8062 m/s².

Atmosfera se caracterizeaza in orice moment printr-o serie de marimi fizice, care in totalitatea lor poarta numele de elemente meteorologice. Principalele elemente meteorologice sunt: temperatura aerului, presiunea atmosferica, umiditatea aerului, norii si nebulozitatea, precipitatiile atmosferice, vantul, la care se adauga gradul de ionizare al aerului, gradul de transparenta, turbulenta, etc.

Valorile elementelor meteorologice sunt foarte diferite, de la un moment la altul si de la un loc la altul, impunand un studiu analitic si unul sintetic al lor.

Variatia elementelor meteorologice se datoreaza in principal urmatorilor 3 factori:

a.       radiatia solara

b.       starea suprafetei subiacente

c.      circulatiei generale a atmosferei