Atmosfera - Structura verticala si compozitia atmosferei

I. Atmosfera

Atmosfera (l. gr. atmos-abur, sphaira-sfera) defineste invelisul preponderent gazos, ce infasoara un corp cosmic si in particular globul terestru. Atmosfera terestra este un fluid in miscare, impreuna cu Terra se comporta ca o "masina termica complexa".

Cu variatiile ei sezoniere si manifestarile sale chimice ne influenteaza direct viata cotidiana; uneori traverseaza schimbari drastice. Legatura dintre atmosfera terestra coboara spre timpurile de inceput ale Terrei - si despre acest aspect vom scrie intr-un subcapitol separat. Intr-o alta parte vom dezvolta incidenta atmosferei in declansarea si dezvoltarea unor fenomene fizice si chimice de la suprafata suprafetei terestre. In fine, pe termen lung, viitorul atmosferei terestre depinde de evolutia atmosferei terestre in posteritate.

Structura verticala si compozitia atmosferei

Masuratorile facute la mari inaltimi au permis oamenilor de stiinta sa stabileasca existenta unei stratificari verticala tip a atmosferei. In ciuda unor controverse, nomenclatura in general admisa in prezent a fost mai intai recomandata de Uniunea internationala de Geodezie si Geofizica de la Helsinki (1960), apoi de Comitetul executiv al Organizatiei meteorologice mondiale (1962)(fig..).

In mod didactic se pot departaja doua parti distincte:

- homosfera, spre interior, care se inalta pana la 80 (90) km.;

- heterosfera care se dezvolta la exterior care se traseaza la aproximativ 10.000 de km.

Troposfera reprezinta patura cea mai de jos a atmosferei. Care incepe la suprafata Pamantului si se inalta pana la circa 10 km. spre poli si 16 km. la ecuator

Se apreciaza ca fenomenele meteorologice care au sediul in atmosfera sunt legate in mod practic de troposfera.

In Troposfera temperatura scade cu 6,4^o C la fiecare Km. (si reprezinta gradientul normal de temperatura).

In partea superioara exista o Tropopauza (de 1-2 Km. grosime), unde temperatura inceteaza sa mai scada (sau descresterea este neinsemnata).

Stratosfera se intinde pana la o altitudine medie de 50 Km. fiind delimitata de o stratopauza. Cum se poate vedea din figura.. in stratosfera variatia temperaturii este putin evidenta pana la 25-30 Km., pentru a creste pronuntat pana spre 50 de Km. altitudine, unde se individualizeaza stratopauza.

Intre 20-35 Km. se dezvolta o prima patura de ozon. Intre 50-65 Km. se individualizeaza cea de a doua patura de ozon. Impreuna formeaza ozonosfera.

Mezosfera urmeaza dupa stratopauza pana catre 80 km. altitudine u7nde oamenii de stiinta traseaza o mezopauza. In mezosfera se constata o scadere constanta a temperaturii pana la -83^o C, spre a incepe sa urce in mezopauza.

Cele trei straturi: Troposfera, Stratosfera si Mezosfera alcatuiesc parte interioara a atmosferei: Homosfera.

De la 80 (90) de km. altitudine incepe Termosfera si in cadrul ei temperatura creste constant, pentru ca la 200 km. inaltime sa se inregistreze 855^oK (582^oC) iar la 750 km. in jur de 1000^o K (727^oC). Ea apartine Heterosferei

Termosfera este cuprinsa intre Mezopauza (80-90 Km., in partea inferioara) si Exosfera in partea superioara (la cca. 1000 Km. altitudine)(Exosfera se intinde intre 1000 si 10.000 Km. altitudine).

In partea inferioara a termosferei se individualizeaza Ionosfera despre care vom scrie la pagina.

Diferitele paturi care separa in cadrul heterosferei sunt consemnate in figura 1-dreapta.

Compozitia atmosferei este relative uniforma pe toata suprafata globului terestru.

Constituentii aerului atmosferic pot sa fie impartiti in doua categorii:

- cei care au un caracter permanent, fie prin imuabilitatea starilor fizice (cazul neonului, de exemplu), fie prin constanta concentratiei lor, cel putin in paturile joase (cazul azotului);

- o a doua categorie se refera la constituentii care nu apar in atmosfera decat in cursul unui ciclu in timpul caruia se modifica fie faza lor (exemplu vaporii de apa), fie natural or chimica (cazul ozonului, format prin actiunea fotochimica a razelor solare aspira oxigenului).

Principalii constituentii: oxigenul, azotul si gazele rare se gasesc in mod practice in acelasi raport pana la aproximativ (80-90 Km altitudine dar la o presiune din ce in ce mai scazuta. CO₂ dispare complet intre 20-25 Km. altitudine, vaporii de apa rareori urca peste 6-8 Km altitudine. Praful, fumul si microorganismele nu urca si ele mai sus de 6-8 Km., ce exceptia regiunii ecuatoriale unde se pot intalni si la 14-16 Km. inaltime (din cauza curentilor de convectie foarte puternici). De asemenea, in cadrul unor eruptii vulcanice explozive, de anvergura catastrofala, cenusa unora poate urca pana la 60-80 Km. altitudine.

Gazele, are caror proportii raman sensibil constante, formeaza ceea ce se numeste aerul sec si se considera a fi un gaz perfect. Pentru nevoile meteorologice, compozitia aerului sec este cea care urmeaza:

Fig. 1. Gaze constituente ale aerului sec

Dintre acesti constituenti CO_2, O₃ si Rn sunt singurii ai caror continut poate sa varieze notabil de la un areal la altul si de la o epoca la alta. Concentratiile lor sunt infime in aerul atmosferic sec si la nivelul solului; in mod practic pot fii considerati cu o participare invariabila.

In aceste conditii, masa molara aparenta a "aerului sec" este M=28,966.

Printre gazele care exista intr-o proportie variabila in atmosfera (in afara de CO_2, O₃ si Rn, mai sus mentionate) putem retine: vaporii de apa si oxizii de azot foarte instabili. Toti joaca un rol important in fenomenele de radiatie sau ionizare.

Cele mai importante particule lichide si solide in suspensie de aer sunt picaturile de apa si cristalele de gheata care constituie, in general, hidrometeorii: morii, ceata , bruma, precipitatiile.

Aerul mai contine in suspensie corpuri solide foarte diverse, care provin in majoritatea lor de la suprafata scoartei terestre: praf, cristale de sare, etc.. Unele din aceste materiale solide, fiind divizate, joaca un rol important in fenomenele de condensare apoasa: "nori de condensare", "nori de congelare".

Din cele aratate mai sus reiese ca in apa are un rol privilegiat in atmosfera unde ea exista sub trei stari fizice: solida, lichida si gazoasa. In stadiu gazos apa intervine in proportii variabile: 0,1 p 100 in Siberia si 5 p 100 in regiunile maritime ecuatoriale

Caracteristicile fizice ale atmosferei

Importanta si marea variabilitate a continutului in vapori de apa din aer au determinat sa se defineasca cativa parametrii de umiditate, mai utilizati fiind:

- umiditatea relativa, egala cu raportul calculat in procente, dintre cantitatea de lichid continuta efectiv si cantitatea maxima de lichid care ar putea sa fie continuta de gazul atmosferic. Daca aerul se incalzeste (si nu se produce suplimentar alimentarea cu vapori de apa), umezeala relativa scade, iar daca aerul se raceste, umezeala relativa creste.

- umiditatea absoluta, este data de cantitatea lichidului (sub forma de vapori, picaturi sau cristale) continut intr-un metru cub de gaz atmosferic. Se exprima in grame pe metru cub (g/m³).

Presiunea atmosferica reprezinta forta cu care coloana de aer apasa pe unitatea de suprafata terestra (exprimata in cm²). Aceasta coloana de aer este inteleasa ca fiind cuprinsa intre suprafata Pamantului si limita superioara a atmosferei.

Presiunea atmosferica variaza in raport cu:

- altitudinea (ea scade odata cu sporirea altitudinii; dar practic nu se mai resimte pe la 30 Km.);

- temperatura (aerul rece este mai dens decat cel cald);

- umiditatea (aerul uscat este mai greu decat cel umed).

Din aceste cauze, presiunea atmosferica se schimba de la un moment la altul pentru aceeasi locatie. Evident, ea prezinta variatii de la un loc la altul de pe suprafata Terrei - depinzand esential de circulatia maselor de aer.

(Pentru a le putea compara intre ele, valorile presiunii atmosferice inregistrate la diverse statii meteorologice, se reduc prin calcule, avand ca referinta nivelul mari si temperatura de 0^o C.)

Presiunea atmosferica normala este egala cu 1,013 dyne/cm², sau cu 1013,25 milibari si corespunde cu greutatea unei coloane de mercur din tubul barometric, inalta de 760 mm., situata la nivelul marii (0m) si la temperatura de 0^oC.

Campurile electro - magnetice

Ionosfera (l. gr. ion-calator, migrator, sphaira-sfera) este patura care se dezvolta in baza heterosferei intre 80- 400 km. altitudine. A capatat acest nume pentru ca este puternic ionizata sub actiunea radiatiilor gama, X si ultravioletele emise de Soare (la acestea se mai adauga si alte radiatii cosmice). (In ionosfera radiatiile de mare energie sunt absorbite de moleculele de N si de atomii de oxigen, eliberandu-se cate un electron, care devine un ion incarcat pozitiv. Acesti ioni creeaza un curent electric care circula liber prin atmosfera).

De-a lungul anilor oamenii de stiinta au evidentiat mai multe paturi constitutive in cadrul ionosferei, fiecare cu rol specific in declansarea si propagarea unor fenomene fizice. Ionosfera are o foarte mare importanta in dezvoltarea radiocomunicatiilor, ca si a unor fenomene electromagnetice din atmosfera inalta (furtuni magnetice, aurore polare etc.).

Magnetosfera (l. gr. magnes-magnet, sphaira-sfera) se formeaza datorita extinderii in spatiu a campului magnetic terestru. Are o forma puternic asimetrica, Pamantul in aflandu-se in partea ei bombata (fig.). Magnetosfera este puternic deformata de presiune vantului solar[1], fiind mai turtita in partea dinspre Soare si mai alungita in partea opusa. In cadrul ei, liniile de forta ale campului magnetic ale Pamantului capteaza particule electrizate, provenite din radiatia cosmica si din cea corpusculara, trimise de Soare.

Centurile de radiatii concentreaza particulele incarcate electric (protoni si electroni), care se dezvolta ca doua sfere, ce inconjoara Pamantul. Centura interioara se dezvolta la 3600 km., iar cea exterioara este situata intre 13.000-19.000 km. Aceste centuri (numite Van Allen) sunt o sursa puternica de radioactivitate, fiind influentate de emisiile de nori ionici ai Soarelui (in deosebi in timpul eruptiilor solare, cand si pe Pamant au loc furtuni magnetice).

Caldura de la suprafata Pamantului

Un factor esential ce actioneaza la suprafata Terrei este caldura - care, implicit, influenteaza si atmosfera (pe langa hidrosfera si litosfera).

Evident, Soarele este sursa caldurii externe a Pamantului, ea jucand un rol esential in dezvoltarea vietii si a proceselor terestre exogene (care fac obiectul geodinamicii externe). Fluxul termic de origine endogena are o incidenta limitata la suprafata Pamantului (face exceptie caldura provocata de eruptiile vulcanice, ca si alte surse geotermice profunde).

La nivelul suprafetei terestre se stabileste un bilant caloric intre caldura primita si caldura care este emisa in spatiu. Dar atat caldura primita de la Soare, ca si cea emisa de la suprafata Pamantului, sunt functie de pozitia geografica, ca si de conditii locale.

Bilantul termic de care am amintit depinde in mod evident si de miscarile in cadrul atmosferic, ca si ale oceanului planetar.

Trebuie avute in vedere si procesele de inmagazinare si consum a energiei solare. Ele privesc trecerea apei in diferite stari de agregare (ce presupune eliberare sau consum de energie cosmica) sau dezvoltarea unor procese biologice (cresterea vegetatiei, formarea carbunilor fosili etc.).

Se poate conchide ca la suprafata Pamantului temperatura depinde de mai multi factori: radiatia solara, latitudinea, altitudinea, pozitia pe uscat sau ocean, ritmul sezonier.

Radiatia solara. Cantitatea de energie solara primita de o suprafata perpendiculara pe directia de propagare a razelor a fost numita constanta solara sau langley. Unitatea de masura este 1 cal./gram/cm²/minut. La suprafata exterioara a atmosferei terestre se apreciaza a fi 2 langley, adica 2 cal./gram/cm²/minut.

La nivelul unui an constanta solara se exprima si sub forma 250 Kcal./cm²/an.

Se stie ca radiatia solara ajunge doar partial la suprafata Pamantului, caci este absorbita la diferite nivele ale Stratosferei. Daca la 150 km. altitudine radiatia solara inregistrata pastreaza 100% din energia initiala, in schimb, in partea inferioara a ionosferei (cca. 88 km. altitudine), radiatiile X si o parte a radiatiilor ultraviolete au fost absorbite de atmosfera, generand ceea ce numim stratul de ionosfera.

Spre partile inferioare mai dense ale atmosferei energia este in continuare difuzata, bineinteles o parte din energie este reflectata si retrimisa in spatiu.

Sa precizam ca, de pe Pamant, cerul are o culoare albastra intrucat din spectrul vizibil razele albastre sufera cea mai puternica absorbtie.

In procesul de formare al ozonului (din ozonosfera) se pierde vreo 2% din energia solara, iar vaporii din atmosfera mai retin alte 8%.

Pe ansamblu, doar 80% din energia solara mai ajunge la suprafata Pamantului. Si  acesta este situatia ideala a unui cer senin; cand intervin norii, acestia pot reflecta in spatiu 30-60% din energie si absorb 5-20%. In astfel de situatii, suprafata Pamantului mai putin 45-0%.

Latitudinea. Cantitatea caldurii primita la suprafata Pamantului variaza de la ecuator spre poli. S-au separat mai multe zone latitudinale: ecuatoriala, tropicale, subtropicale etc. Distributia latitudinala a caldurii este complicata in aceste zone, ea depinzand esential de inclinarea axei Pamantului fata de ecliptica[2].

Latitudinea determina ca energia radiatiilor de unda scurta sa fie mare la ecuator si din ce in ce mai mica spre poli. Pe de alta parte, energia radiatiilor de unda lunga este mica in zona tropicala, dar ajunge sa fie mult mai mare in zonele subartice, din cauza fenomenului de albedo (reflectia interna data de suprafetele albe ale zapezii si ghetii).

Altitudinea are un rol important in distributia temperaturii de la suprafata Pamantului. Ea scade odata cu inaltimea, dar nu linear, ci in functie de conditiile locale.

Legat de acest factor trebuie sa amintim si fenomenul de inversiune termica, care presupune existenta unei paturi de aer cald la o anumita inaltime, deasupra uneia mai reci. Fenomenul se explica prin pierderea puternica de caldura a suprafetei solului, in timpul noptii, ceea ce provoaca o scadere a temperaturii mult mai rapida in patura de aer de langa sol, in raport cu aerul de la o inaltime mai mare, care nu realizeaza o racire atat de rapida. In centrele populate, inversiunea termica duce la formarea smogului - un amestec de vapori de apa, praf, fum, gaze de esapament rezultate din arderea combustibilului - care poate persista timp indelungat, cu consecinte ecologice grave.

Natura suprafetei terestre (uscat sau apa) intervine in bilantul termic terestru. In principiu, suprafetele de uscat se incalzesc mai repede si intens, dar cedeaza repede caldura inmagazinata. Suprafetele marine se incalzesc mai incet si moderat, dar pastreaza un timp mai indelungat caldura.

Incalzirea suprafetelor continentale si marine influenteaza incalzirea atmosferei de deasupra, ceea ce atrage deplasari importante de mase de aer, care sunt hotaratoare in restabilirea echilibrului termic.

Circulatia generala a atmosferei terestre

Incalzirea si racirea atmosferei terestre - asa dupa cum am aratat in capitolul precedent - are un caracter neuniform si pe orizontala (nu numai pe verticala) - ceea ce face ca presiunea atmosferica sa fie diferentiata pe orizontala, determinand puternice deplasari de aer. Are loc un transfer de energie termica, cu formare de curenti de aer, vanturi si - la anumite latitudini - forme violente de deplasare a aerului (furtuni, cicloni etc.).

Distributia pe verticala a presiunii aerului este neuniforma, din cauza incalzirii si racirii neuniforme a atmosferei. (Despre variatia pe verticala a presiunii atmosferice am scris la pagina). Aerul mai cald, cu densitate scazuta, se ridica in altitudine, locul lui fiind luat de aerul mai rece si mai dens. Aceasta deplasare a maselor de aer da nastere la vanturi.

Pentru evidentierea circulatiei atmosferice este necesar sa reprezentam pe harta distributia presiunii atmosferice.

Acesta se realizeaza prin izobare - linii de egala evaluare a presiunii atmosferice.

Daca temperatura ar fi uniforma si aerul care inconjoara Pamantul ar fi un invelis omogen, atunci valorile presiunii (reduse la nivelul marii) ar trebui sa fie egale cu 760 mm. coloana de mercur (1 atmosfera). In realitate la suprafata Pamantului constatam anomalii de presiune, cum ar fi:

- presiuni mari (care merg pana la 780 mm.) si

- presiuni joase, sub valoarea standard (coboara pana la 740 mm.).

Centrele de presiune barica, sunt zone cu izobare inchise si sunt mai mult sau mai putin circulare. Daca presiunea este scazuta avem de a face cu un ciclon, iar daca presiunea este ridicata se formeaza un anticiclon (maxim barometric).

Ciclonul (l. gr. kykylos - cerc) este o regiune a sistemului baric, de forma circulara sau eliptica, in care presiunea scade de la periferie spre centru, iar aerul executa o miscare tridimensionala in forma de spirala. In centrul ciclonului se atinge viteza maxima a aerului.

Ciclonii tropicali sunt perturbatii atmosferice extrem de puternice si de mobile, generati din cauza unor minime barometrice foarte adanci, ce se formeaza in aria oceanelor, din cauza incalzirii si umezirii puternice a aerului (in zonele subecuatoriale si in zonele musonilor).

Se deplaseaza spre vest, pe o traiectorie parabolica curbata spre NE in emisfera nordica, iar in emisfera sudica traiectoria se curbeaza spre SE. Lungimea traiectoriei unui ciclon tropical poate depasii 400 km., fara ca intensitatea furtunii sa scada, (uneori viteza vantului poate depasii 200 km/h).

Numele ciclonului tropical difera dupa regiunea in care se formeaza:

- in vestul oceanului Pacific, intre insulele Marshall si Filipine, cu deplasare catre litoralul Indochinei, Chinei si Japoniei bat vanturi foarte puternice, cu furtuni si vartejuri, numite taifunuri (l. ch. ta fun - vant mare);

- cicloni formati in Oceanul Atlantic, intre Africa si Antilele Mari, cu urmari catastrofale in SE S.U.A., estul Mexicului si regiunea insulelor Antile au fost numiti hurricane (cuvant indian ce desemneaza a furtuna puternica).

Pentru "ciclonii" frontului polar din zona temperata se folosesc termenii de minime barice sau depresiuni ciclonice. Diametrul unei formatiuni barice depresionare din zona temperata variaza intre 700-1500 km., iar viteza de deplasare oscileaza intre 30-120 km/h. La suprafata Pamantului, vantul bate de la periferie catre zona centrala, cu presiuni scazute.

Zonele cu presiune scazuta se noteaza cu D pe hartile cu izobare.

Maximul barometric (anticiclonul) este o arie cu presiune atmosferica ridicata caracterizata prin presiune maxima in centru (pana la 1070mb). Miscarile aerului au un caracter descendent si centrifug. Vanturile sunt in general slabe si bat in sensul de rotire a acelor de ceasornic in emisfera nordica si in sens contrar in emisfera sudica.

Se caracterizeaza prin vreme cu nebulozitate redusa, umiditate scazuta, temperaturi ridicate vara si coborate iarna.

Climatologii deosebesc:

- maxime barometrice de natura dinamica, care se formeaza de anticiclonii situati pe oceane, in regiunile subtropicale. Au un caracter permanent, dar sufera usoare deplasari sezoniere, mai spre N sau mai spre S, in raport cu paralela de 30^o. Aici apartin anticiclonii Nord - Atlantic sau al Azorelor, Nord - Pacific sau Hawaii - an, apoi Sud - Atlatic, Sud-Indian si Sud-Pacific.

- maxime barometrice de natura termica care se formeaza pe continente in anotimpurile reci din emisferele respective, prin racirea si tasarea aerului (determinate de procese radiative si de contact cu suprafete subajcente reci). Cel mai puternic maxim barometric termic este cel care acopera iarna Asia cu centrul in Asia Centrala inalta (Mongolia) (acolo presiunea atmosferica atinge 1040 mb).

Maximele barometrice se deplaseaza foarte incet, avand un caracter relativ stationar.

Pe hartile cu izobare maximele barometrice se noteaza cu M.

Trecerea de la o izobara la alta marcheaza un gradient, in cazul presiunii atmosferice numindu-se gradient baric. Pe harta ele se prezinta prin sageti, intotdeauna indreptate dinspre anticiclonului (M), spre zona cu presiune scazuta (D). Datorita diferentei de presiune, vanturile bat dinspre M spre D. Daca gradientul este mare, izobarele sunt apropiate si vantul este asadar puternic; cand izobarele sunt rare vantul este slab.

Forta Coriolis are consecinte importante in deplasarea aerului. Este o forta deviatoare care se naste ca urmare a miscarii de rotatiei a Pamantului si care face ca orice mobil care se misca liber sa fie abatut spre dreapta in emisfera nordica si spre stanga in emisfera sudica.

Exista numeroase consecinte ale actiunii fortei Coriolis. Asa se explica ca in emisfera nordica raurile bat mai puternic in malul drept, erodandu-l mai mult;; lemnele care plutesc pe un rau se vor concentra in malul drept. Curentii marini sunt deviati spre dreapta.

Daca ne referim la deplasarea aerului, forta Coriolis deviaza curgerea lui de la anticiclon spre ciclon in sensul gradientului baric - determinand, astfel o deplasare ce face ca vanturile sa bata in sens perpendicular pe gradient, paralel cu traseul izobarelor.

Miscarea aerului mai este influentata si de alte forte. Frecarea de partea superficiala a Pamantului trebuie amintita cu precadere, caci ea determina o intarziere a deplasarii maselor de aer, scazand intr-o oarecare masura forta Coriolis. Din aceasta cauza la altitudini mici (de cateva sute de metrii) vantul bate oblic, piezis pe izobare, sub un unghi de 20-45^o (si numai la inaltimi bate paralel cu izobarele).

La sol, intensitatea vantului se masoara cu anemometru (l. Gr. anemos - vant, metrum - masura). Scara Beaufort are 12 trepte de intensitate ale vantului (in m/s sau km/h). La gradul 0 Beaufort aerul este calm, fumul se ridica vertical si viteza este sub 1,6 km/h. Pentru gradul 3 Beaufort, se produce o briza moderata, care pune frunzele in miscare; viteza este de 12,9 - 19,3 km/h. La gradul 10 Beaufort are loc o furtuna, care smulge copacii si avariaza constructiile; viteza masurata este de 88,5 - 101,4 km/h. Practica arata ca vantul de la gradul 10 inclusiv in sus se intalnesc rar in interiorul continentelor, fiind de obicei intalnite pe coastele continentale, in arii insulare si oceane.