Meteorologia este stiinta care se ocupa cu studiul atomosferei si a fenomenelor din atmosfera.
Starea vremii influenteaza in mod deosebit desfasurarea intregii activitati aeronautice (precum si multe alte domenii de activitate ale omului). Activitatea de cercetare meteorologica este pusa la punct pe intreg globul prin infiintarea in anul 1951 a Organizatiei Meteorologice Mondiale, institutie specializata a ONU.
Pe plan intern, activitatea de cercetare meteorologica se realizeaza prin Institutului Meteorologic Central (infiintat in anul 1884), care in anul 1991, prin reorganizare se va numi Institutul National de Meteorologie si Hidrologie.
Acest institut este organizat in tara printr-o retea de statii meteorologice si hidrologice; acestea culeg date pe care le centralizeaza INMH si apoi le retransmite pe tot globul. Institutul National de Meteorologie si Hidrologie este dotat si cu o statie de urmarire si transmisie a datelor culese de satelitii meteorologici.
2. Atmosfera
Atmosfera este invelisul gazos al globului pamantesc, cunoscut sub denumirea de aer.
Aerul este un amestec de gaze continand in plus vapori de apa, particule microscopice, fum, praf, micrometeoriti, saruri, bacterii, etc. (acestea pot atinge 4% din atmosfera).
Studiind aerul uscat s-a constatat ca procentajul gazelor componente ale atmosferei este urmatorul: 78,9% azot; 20,95% oxigen; 0,93% argon; 0,03% bioxid de carbon. Restul de cateva sutimi il formeaza gazele rare cum ar fi: hidrogenul, heliul, radonul, neonul, criptonul, xenonul, metanul, ozonul.
Cu toate ca aceste gaze au greutati specifice diferite, din cauza miscarilor atmosferei nu se pot stratifica in raport cu densitatea lor asa ca pana la altitudini de cca. 70 km compozitia aerului este aproape omogena.
3. Inaltimea atmosferei
Inaltimea maxima a atmosferei este de 2500 km, dar in mod practic se considera ca fiind extinsa pana la 800 km.
La aceasta inaltime aerul este extrem de rarefiat, elementele (moleculele) gasindu-se, nu in stare moleculara, ci in stare atomica.
4. Zonele atmosferei
Zonele atmoserei au fost determinate in urma studiului facut privind variatia temperaturii cu inaltimea. Aceste zone sunt:
- troposfera;
- stratosfera;
- mezosfera;
- termosfera.
Troposfera (zona in care au loc toate fenomenele obisnuite din natura: ploaie, fulgere, trasnete etc.) se afla cuprinsa ca inaltime intre 5-8 km la pol si 15-18 km la ecuator (Fig. 4.2.).
Tropopauza separa troposfera de stratul urmator, stratosfera, prezentand un salt brusc de temperatura.
Temperaturile medii sunt de -45o C la pol si de -80oC la ecuator.
Aceasta zona este caracterizata prin existenta unor vanturi puternice de natura termica si prezinta unele discontinuitati datorate unor curenti foarte puternici numiti curenti jet.
Conventional, tropopauza are o altitudine de 11km si temperatura standard de -56,5oC.
Stratosfera se intinde pana la 35-50 km.
Temperatura, la inceput, are un mers stationar ca apoi sa creasca mult datorita ozonului care absoarbe razele ultraviolete.
Stratul de ozon se afla intre 20-30 km inaltime, avand o grosime de cativa metri.
Stratosfera este mai groasa la poli si mai subtire la ecuator.
Vizibilitatea este foarte buna, continutul de vapori de apa fiind foarte redus.
Vanturile, desi sunt foarte puternice, au un caracter laminar. Pana la 25 km predomina vanturile de vest, iar deasupra cele de est.
Stratopauza este o zona de tranzitie intre stratosfera si mezosfera aflata la altitudinea de aproximativ 50 km fiind caracterizata printr-un maxim de temperatura.
Mezosfera este caracterizata prin descresterea temperaturii cu inaltimea, atingand -70oC intre 80-85 km altitudine .
Termosfera este caracterizata prin cresterea continua a temperaturii ajungandu-se temperaturi de peste 1000 oC.
Ionosfera. Aici aerul este puternic ionizat (electrizat). Acest fenomen are loc datorita bombardarii moleculelor gazelor rarefiate de catre razele cosmice (straturile ionizate reflecta undele electromagnetice catre pamant).
Exosfera este caracterizata prin aceea ca aerul nu se mai gaseste in stare moleculara (ci atomica) datorita bombardarii moleculelor cu raze cosmice. Aici vom intalni ziua temperaturi de aprox. +2500 oC, iar noaptea aproape de -273 oC.
5. Factorii atmosferici
Aerul atmosferic este caracterizat de 3 factori atmosferici care nu sunt legati functional ci sunt in interdependenta statica.
Cei 3 factori sunt: presiunea, temperatura si umiditatea.
In afara de acestia, aerul se mai caracterizeaza printr-o miscare turbulenta in raport cu suprafata terestra.
Ansamblul marilor miscari permanente si din care rezulta circulatia atmosferei depinde de distributia temperaturii pe glob si de rotatia pamantului.
Miscarea aerului constituie o problema fundamentala pentru meteorologia sinoptica (aceasta efectueaza observatii pentru prevederea de temperatura).
6. Temperatura aerului
Prin temperatura se intelege starea de incalzire a unui corp (repectiv starea de incalzire a aerului).
Caldura este o forma de energie. Daca un corp primeste caldura el se incalzeste, iar cind cedeaza caldura el se raceste.
In natura schimbul de energie se face astfel incat corpurile mai calde cedeaza caldura celor mai reci.
Fiecare corp are o caldura specifica si in functie de aceasta el se va incalzi mai usor sau mai greu. Prin caldura specifica a unui corp intelegem cantitatea de caldura necesara pentru a incalzi cu un grad Celsius un kilogram din acel corp. Unitatea de masura este Joule/kg oC.
Corpurile avand calduri specifice diferite se vor incalzi de la aceeasi sursa (de exemplu soare) in mod diferit.
6.1. Propagarea caldurii
Caldura se propaga prin conductie (contact), convectie si radiatie.
Prin conductie caldura se propaga in interiorul corpurilor materiale sau la limita de contact dintre corpuri diferite, aceasta transmitandu-se de la molecula la molecula.
Corpurile pot fi:
- rau conducatoare de caldura (lemn, plastic, etc.);
- bune conducatoare de caldura (metale).
Prin convectie caldura se propaga in mediile fluide (care au coeficienti de conductie cu atat mai scazuti cu cat densitatea fluidului este mai scazuta) prin curenti generati de catre diferentele de temperatura. Astfel, prin aceste medii, prin curenti caldura poate fi usor transportata dintr-o regiune calda in alta rece, pe distante medii.
Prin radiatie caldura se propaga prin intermediul radiatiei electromagnetice (spectrul caloric).
Toate corpurile cu temperaturi peste -273oC (0oK), emit radiatii calorice ce au diferite lungimi de unda care, pe masura ce creste temperatura se apropie de lungimea de unda a razelor luminoase (corpurile cu temperaturi de peste 500oC).
6.2. Incalzirea atmosferei
Incalzirea atmosferei se realizeaza de la pamantul incalzit de soare prin conductie la limita de contact cu aerul atmosferic si prin convectie pentru straturile indepartate. De la soare aerul primeste o cantitate foarte mica de caldura deoarece este un mediu transparent (Fig. 6.3.).
Suprafata terestra se incalzeste de la soare prin radiatie si datorita structurii diferite a acestuia (orase, lacuri, campii, munti, paduri) se va incalzi in mod diferit. Aerul din imediata vecinatate a solului se va incalzi prin contact de la sol, va deveni mai usor (mai putin dens) si va urca in altitudine dand nastere curentilor de convectie care vor incalzi la randul lor atmosfera pana la mari inaltimi.
Curentii turbulenti (starea de agitare dezordonata si transportul advectiv al unor mase de aer contribuie de asemenea la incalzirea atmosferei. Comprimarea sau dilatarea aerului produce de asemenea efecte termice (incalzire, racire).
Noaptea solul se raceste treptat si prin contact se va raci si aerul din apropierea solului (racire nocturna). Atmosfera terestra se comporta ca un termostat moderandu-si c[ldura ziua si intarziind pierderea acesteia noaptea.
M.6.3. Masurarea temperaturii
Se realizeaza cu ajutorul termometrelor (cu alcool sau cu mercur).
Mai exista termometre de maxima si de minima temperatura (vezi Fig. 6.4.), precum si termometre inregistratoare numite termografe.
Unitati de masura pentru temperatura:
- gradul Celsius (oC); se considera 0oC punctul de inghet al apei si 100oC punctul de fierbere a apei;
- gradul Kelvin (oK); ca valoare 1oK=1oC, dar 0oK este zero absolut, rezultand:
0oK = -273.15oC;
0oC = 273.15oK;
100oC = 373.15oK;
- gradul Fahnrenheit (folosit in tarile anglo-saxone); -32oF= punctul de inghet al apei si 212oF= punctul de fierbere a apei;
1oC = 9/5oF;
1oF = 5/9oC.
In mod obisnuit temperaturile mai mari de 0oC se noteaza cu '+' (de exemplu +15oC), iar cele mai mici de 0oC se noteaza cu '-' (de exemplu -25oC).
Temperatura standard in aviatie este de +15oC la 760 mm Hg
|
6.4. Variatiile temperaturii aerului
A. Considerand acelasi loc de pe glob vom avea urmatoarele variatii de temperatura:
a. periodice: diurna si sezoniera;
In cazul variatiei diurne temperatura prezinta un maxim la cca. 2-3 ore dupa ce soarele a trecut la meridian (la verticala locului) si un minim dupa ce a rasarit soarele.
In cadrul variatiei sezoniere temperatura prezinta un maxim vara si un minim iarna;
b. neperiodice (accidentale) ale temperaturii sunt produse de perturbatii atmosferice ca de exemplu invazii de aer (cald sau rece).
B. Variatia temperaturii de la loc la loc se prezinta astfel:
- mergand pe meridian temperatura scade de la ecuator spre poli;
- invaziile de mase de aer (cald sau rece) fac ca pentru aceeasi ora sa avem pe locuri relativ apropiate diferente de temperaturi destul de mari.
Privind distributia temperaturii pe sol (deci pe orizontala), pe hartile sinoptice se traseaza izotermele din 5 in 5oC. (Izotermele reprezinta liniile ce unesc toate punctele cu aceeasi temperatura).
C. Variatia temperaturii in inaltime.
Temperatura in general scade cu inaltimea datorita faptului ca aerul este un mediu rau conducator termic. Uneori intre sol si 10 m pot fi variatii de temperatura de 5oC pana la 10oC. In inaltime temperatura scade in general ca in Fig. 6.1. Totusi, pana la 5 km (in troposfera), nu intotdeauna temperatura va scadea cu inaltimea. Peste 5 km, temperatura scade cu 6.5oC/km pana la tropopauza (-45oC la pol si -80oC la ecuator).
In atmosfera aerul care urca se destinde si ca urmare se raceste (in mod adiabatic) iar la miscarile descendente se incalzeste.
6.5. Gradientul termic
Gradientul termic vertical reprezinta variatia temperaturii pentru o diferenta de nivel de 100 m. In meteorologie pentru intocmirea diagramelor aerologice (obtinute in urma sondajelor radio in altitudine), se foloseste, pentru aerul uscat, valoarea de 1oC/100 m (gradientul adiabatic uscat), iar pentru aerul umed saturat, valoarea de 0,5oC/100 m (gradientul adiabatic umed).
In aviatie s-a adoptat ca gradient mediu valoarea de 0,65oC/100m.
6.6. Inversiune, izotermie
Zona in care temperatura creste odata cu cresterea de inaltime se numeste zona de inversiune sau, simplu, inversiune.
Izotermia este reprezentata de zona in care temperatura este stationara cu cresterea de inaltime.
Cauzele care produc inversiunile si izotermiile sunt multiple:
- radiatia nocturna in noptile senine;
- invazii de aer rece care produc inversiuni la sol;
- comprimarea aerului, invazii de aer pe diferite straturi, paturi de nori, caldura de condensare a vaporilor de apa;
- fronturile meteorologice care produc inversiuni sau izotermii in altitudine.
In situatia inversiunilor la sol se produce ceata ce are ca efect micsorararea vizibilitatii.
7. Umezeala aerului
Dupa cum am vazut la structura atmosferei, in aer vom gasi, in afara de elementele chimice, apa. Aceasta se poate afla sub cele 3 stari de agregare pe care le cunoastem: gazoasa, lichida si solida, dupa cum urmeaza:
- starea gazoasa - vapori de apa, este invizibila;
- starea lichida - sub forma picaturilor fine de apa care formeaza ceata, burnita, ploaia, norii, etc.;
- starea solida - zapada, gheata, grindina, etc.
Continutul in apa al atmosferei este variabil si provine din evaporarea apelor de suprafata (oceane, lacuri, rauri, transpiratia plantelor, etc.). Evaporarea are loc pana cand aerul devine saturat, adica el contine cantitatea maxima de vapori, surplusul condensandu-se. Procesul de evaporare depinde de temperatura; astfel daca temperatura este mai mare si cantitatea de vapori poate fi mai mare. Daca luam o cantitate de aer si ii micsoram temperatura, se ajunge la un moment cand aerul se va satura, producandu-se condensarea.
Temperatura la care aerul devine saturat se numeste tempertura punctului de roua
Umezeala absoluta (Ua) exprima cantitatea de vapori de apa in grame continuta de 1m3 de aer (in momentul determinarii). Se detemina astfel: se ia un tub cu o substanta higroscopica care se cantareste. Se aspira prin tub 1m3 de aer si se cantareste din nou tubul. Diferenta de greutate reprezinta tocmai cantitatea de vapori de apa. Umezeala absoluta este direct proportionala cu temperatura. Astfel iarna umezeala absoluta nu depaseste 5gr/m3, iar vara este peste 10-15gr/m3.
Umezeala absoluta maxima (Uam) exprima cantitatea maxima de vapori de apa ce o poate contine 1m3 de aer la o anumita temperatura
|
T (oC) |
30 |
||||||
|
Uam (g/m2) |
30,4 |
Din tabelul de mai sus se observa ca umezeala absoluta maxima creste odata cu cresterea temperaturii aerului.
Umezeala relativa (Ur) exprima raportul dintre umezeala absoluta si umezeala absoluta maxima, in procente Ur
Ur = Ua/Uam 100 ( %)
Umezeala relativa variaza invers proportional cu temperatura; astfel in zilele calduroase de vara ea este mai mica, decat noaptea (cand temperatura este mai mica). Altfel spus umezeala relativa este raportul dintre tensiunea elastica a vaporilor de apa in momentul respectiv si teniunea maxima ce o poate avea aerul la temperatura din momentul respectiv.
7.1. Masurarea umezelii
Dintre marimile fizice ale umezelii aerului singura care se poate masura direct este umezeala relativa. Instrumentul cu care se face masurarea se numeste higrometru (vezi Fig. M.7.5).
Acesta se construieste cu un fir de par (blond si degresat), care este foarte sensibil la umezeala (adica se intinde foarte mult la umezeala).
Higrometrul Psihrometrul
Pentru masurarea temperaturii punctului de roua si a umezelii relative (se scoate din tabele) se foloseste psihrometrul (vezi Fig. 7.5).
Acesta este format din doua termometre din care unul are bulbul umed si unul bulbul uscat.
Prin intermediul unei turbine se sufla peste aceste termometre (asupra bulbului) un metru cub de aer. La sfirsitul operatiei se citeste diferenta de temperatura.
In functie de temperatura ambianta si de diferenta respectiva din tabele se va scoate umezeala relativa si temperatura punctului de roua.
7.2. Relatii intre temperatura si umezeala
Umezeala aerului este in stransa legatura cu temperatura sa. Ele sunt direct proportionale astfel:
- umezeala absoluta este mai mare vara decat iarna, deoarece din cauza temperaturii ridicate vara procesul de evaporare este mai intens, in timp ce iarna evaporarea este mai scazuta, deci si umezeala absoluta este mai mica;
- umezeala absoluta maxima este cu atat mai mare cu cat temperatura aerului este mai mare (un metru cub de aer poate sa contina mai multi vapori cu cat creste temperatura);
- umezeala relativa reprezentand raportul dintre Ua si Uam va avea un mers invers cu cel al temperaturii. Astfel, pentru un metru cub de aer pe masura ce ii scadem temperatura, observam ca scade si Uam deci Ur creste (urmarim formula de la pct. 7.).
Exemplu: consideram ca avem un metru cub de aer care are Ua = 10g si temperatura de 17oC:
Ur = Ua/Uam x 100 = 10/17 x 100 = 58 %
Daca scadem temperatura la 10oC vom avea Uam = 9,4 g/m si respectiv Ur = 10/9.4 x 100 = 100 % deci aerul este saturat.
7.3. Variatia umezelii
Ca si la temperatura vom avea variatii periodice si accidentale:
Variatii periodice (regulate)
a. diurna si
b. sezoniera;
a. variatia diurna
- Uam creste ziua, iar noaptea scade;
- Ua creste ziua, scade noaptea (ziua evaporarea este mai intensa datorita temperaturii mai mari);
- Ur este mai mare noaptea si mai mica ziua (ziua apa se evapora si noaptea cantitatea evaporata duce la cresterea Ur datorita scaderii temperaturii si respectiv a Uam;
b. variatia sezoniera
- Uam creste vara si scade iarna;
- Ua este mai mica vara fata de iarna, cand temperaturile sunt mai mici;
- Ur ca si umezeala absoluta este mica vara fata de iarna.
Variatia accidentala a umezelii se produce datorita miscarilor maselor de aer, miscari datorate anumitor cauze (de exemplu diferenta de temperatura de la un loc la altul).
Variatia umezelii in altitudine
In inaltime datorita scaderii presiunii (se trateaza la pct. 8.1.), aerul se dilata (isi mareste volumul). Deoarece pentru masa de aer care urca, cantitatea de apa ramane aceeasi (dar volumul se mareste), umezeala absoluta se micsoreaza astfel ca Ua ajunge la inaltimea de 5.000 m sa aiba doar o zecime din valoarea de la sol.
Umezeala relativa creste pana la nivelul de condensare, atinge cele mai mari valori in nori iar deasupra scade brusc, deoarece aerul devine foarte uscat.
` Nivelul de condensare reprezinta inaltimea la care umezeala relativa devine 100% (vaporii de apa condenseaza). In acest moment apar norii.
8. Presiunea atmosferica
Datorita greutatii proprii aerul exercita asupra corpurilor o forta ce poarta denumirea de presiune.
Prin presiune se intelege apasarea exercitata de o coloana de aer avand suprafata bazei de 1cm2 si inaltimea egala cu inaltimea atmosferei.
Toricelli, prin experienta sa, dovedeste existenta presiunii atmosferice (Fig. 8.6.).
Unitatile de masura pentru masurarea presiunii atmosferice sunt milimetrul coloana de mercur (mmHg) si hectoPascalul (hPa). In anul 1986, Organizatia Meteorologica Mondiala a stabilit ca in onoarea savantului francez Blaise Pascal (1623 - 1662) sa se introduca unitatea de masura a presiunii numita 'Hectopascal', inlocuind vechea unitate de masura, milibarul: (1HPa = 1mb).
Pentru masuratori se foloseste mercurul deoarece are o densitate mare (Fig. 8.6.) si necesita coloane relativ scurte.
760 mmHg = 1033,6 g/cm2;
1 g/cm2 = 1 dyna;
1 mmHg = 1,33 hPa.
Pentru un calcul rapid se ia 1mmHg = 4/3hPa si, respectiv,
1hPa = 3/4mmHg.
Masurarea presiunii se face cu ajutorul:
- barometrului cu mercur sau cu capsula aneroida;
- barografului (aparat inregistrator).
Functionarea acestor aparate se analizeaza la capitolul 'Instrumente de bord'.
Pentru efectuarea masuratorilor se face reducerea presiunii la 0oC, prin calcul sau tabele.
Fig. 8.6. Experienta lui Fig. 8.7. Variatia diurna a presiunii
Toricelli
a. variatia diurna (Fig. 8.7.) reprezinta doua maxime si doua minime pentru 24 de ore astfel:
- maxime in jurul orelor 10 si 24 si
- minime in jurul orelor 04 si 16.
Aceste variatii diurne pot atinge un hectopascal (milibar) in zonele temperate si catva milibari in cele tropicale.
b. in afara variatiilor diurne exista si variatii sezoniere; astfel pe continent presiunea prezinta un maxim iarna si un minim vara, iar pe oceane maximul este vara si minimul este iarna.
c. variatiile accidentale sunt mai importante deoarece sunt legate de caracterul timpului.
Acestea sunt produse de perturbatiile atmosferice si pot atinge 10 mb intr-un timp scurt.
d. variatia presiunii in altitudine
Presiunea atmosferica scade (vezi Fig. 4.1.) in altitudine datorita:
- scaderii densitatii aerului in inaltime;
- scurtarii coloanei de aer odata cu cresterea inaltimii.
Savantul Laplace a stabilit legea variatiei presiunii cu altitudinea. Aceasta este o functie logaritmica complexa. Pentru a usura calculele a fost introdusa treapta barica. Aceasta reprezinta distanta pe verticala, in metri, pentru care se inregistreaza o descrestere a presiunii atmosferice cu 1 milibar.
Treapta barica se calculeaza pe intervale pe care se poate aproxima o scadere liniara a valorii presiunii dupa cum urmeaza:
- la nivelul marii scade cu 1mb pentru 8,4 m sau cu 1 mmHg pentru fiecare 11,2 m;
- la 5000 m presiunea scade cu 1 mb la fiecare 16 m;
- la 11000 m presiunea scade cu 1 mb la fiecare 32 m.
8.2. Vantul
Datorita fluiditatii sale aerul poate avea miscari orizontale, verticale sau inclinate.
Miscarea orizontala a aerului se numeste vant.
Miscarile verticale si inclinate se numesc curenti.
Vantul este provocat de diferenta de presiune (pe orizontala) de la loc la loc. Aceste diferente pe orizontala exista atat la nivelul solului cat si la inaltime. Cauza principala a acestor diferente o constituie incalzirea inegala a suprafetei terestre deci si a maselor de aer din vecinatatea acestora.
Astfel spre zonele mai incalzite (unde presiunea este mai mica) se indreapta aerul mai rece (cu o presiune mai mare).
8.3. Marimile ce definesc vantul
Marimile ce definesc vantul sunt directia si intensitatea (forta).
Fig. 8.8. Girueta Fig. 8.9. Anemometrul cu cupe
Prin directie, in meteorologie se intelege directia de unde 'sufla' (vine) vantul. Ea se indica prin grade sexagesimale cu urmatoarea corespondenta: N = 360o (0o); S = 180o; E = 90o; W = 270o.
Viteza vantului se exprima in urmatoarele unitati de masura: m/s; km/h; mile marine/h (= nod (1 mila marina = 1853m)).
Transformarea din km/h in m/s se face inmultind m/s cu 3,6 sau, aproximativ, inmultind m/s cu 4 si scazand din produs cifra zecilor.
Directia vantului este indicata la sol de giruete (vezi Fig. 8.8.), iar in inaltime cu ajutorul baloanelor sau a radiosondelor.
Pe aerodrom, pentru masurarea directiei vantului, se mai foloseste maneca de vant si T-ul mobil.
Pentru masurarea intensitatii vantului se folosesc anemometrele cu cupe sau cu palete, sau anemografele (vezi Fig 8.9.).
8.4. Izobarele
Distributia presiunii atmosferice pe suprafata globului este indicata pe hartile meteorologice cu ajutorul izobarelor.
Izobarele sunt liniile care unesc punctele cu aceeasi presiune atmosferica
Hartile izobarice pot fi anuale, lunare, zilnice, etc.
Daca izobarele formeaza o serie de cercuri concentrice in jurul unui punct, aceasta zona se numeste centru de presiune.
8.5. Ciclonul
Se mai numeste centru de minima presiune si este o forma barica caracterizata prin descresterea presiunii catre centrul sistemului
Izobara exterioara de referinta este de obicei 1010 mb.
Vantul are o miscare de la exterior spre centru sau in sens invers acelor de ceasornic (pentru emisfera noastra).
Facand o paralela intre izobare si curbele de nivel putem asemana ciclonul cu o depresiune orografica sau o caldare (vezi Fig. 8.10.).
8.6. Anticiclonul
Se mai numeste centru de maxima presiune si este o forma barica caracterizata prin cresterea presiunii de la exterior spre centrul sistemului.
De obicei izobara exterioara care delimiteaza sistemul este de 1020mb.
In anticiclon vantul bate de la centru spre exterior in sensul acelor de ceasornic rotindu-se totodata in jurul sau (vezi Fig. 8.10)
Comparandu-l cu formele de relief, anticiclonul ar fi analog muntilor izolati sau mameloanelor. Acest lucru este posibil deoarece in reprezentarea topografica si valoarea curbelor de nivel creste spre centrul reprezentarii. Pe hartile sinoptice, ciclonul se noteaza cu D iar anticiclonul cu MB sau M.
Talvegul baric (T) este analog unei vai topografice si se caracterizeaza prin izobare in forma de 'V'. Cotele izobarice descresc din exterior spre valea talvegului
Dorsala anticiclonica este o prelungire a anticiclonului si are izobarele in forma de 'U', ale caror cote cresc de la margine spre axa mediana a dorsalei.
Saua barica este analoaga seii ce leaga doua masive muntoase. Izobarele cresc din exterior spre axa seii.
8.7. Diferenta de directie si de intensitate a vantului la sol si in altitudine
Stim ca vantul reprezinta miscarea orizontala a aerului fata de suprafata terestra. Ca sa se produca aceasta miscare, este necesara o forta.
In cazul aerului, forta care produce miscarea orizontala este diferenta de presiune. Aceasta diferenta, raportata la o unitate de lungime (se ia ca unitate de lungime un grad de latitudine care este echivalent cu 111km) se numeste gradient baric.
Miscarea aerului produsa de forta de gradient a presiunii este perpendiculara la izobare (sau izohipse in altitudine).
Datorita miscarii de rotatie a pamantului intra in functiune forta lui Coriolis, aerul fiind deviat, in emisfera nordica, spre dreapta directiei sale de miscare (vezi Fig. 8.11.).
In miscarea maselor de aer la sol intervine si forta de frecare care va avea ca efect schimbari de directie si de viteza datorate neuniformitatii solului.
Forta Coriolis se combina cu forta de frecare pentru a echilibra forta de presiune.
Datorita fortelor mentionate mai sus, daca privim o harta sinoptica, vom vedea ca la sol vantul face un unghi de 30o fata de izobare, izohipse la inaltime (vezi Fig. 8.12.).
Avand in vedere ca odata cu cresterea inaltimii forta de frecare scade (la 1000 m devine neglijabila), vantul apare paralel cu izohipsele datorita miscarii aerului spre dreapta in emisfera nordica (forta Coriolis). In acelasi timp viteza creste.
Tinand seama de efectul de deviere si rotire a vantului se poate spune (in timpul zborului, pentru emisferea nordica) ca atunci cand vantul este de spate (la sol si in altitudine), presiunea joasa este in stanga (vezi Fig. 8.10.).
8.8. Tipuri de vant
A. In functie de structura vom avea: vant laminar si vant turbulent;
a. vant laminar;
In situatia cand vantul are o miscare uniforma, atat in ce priveste viteza cat si directia, scurgerea aerului facandu-se in straturi paralele, spunem ca avem vant laminar
b. vant turbulent;
In cazul cand intalneste obstacole, vantul sufera variatii in ceea ce priveste directia si intensitatea, devenind vant turbulent
Uneori, fata de viteza medie vantul poate prezenta cresteri bruste de viteza sau salturi ce poarta denumirea de rafale. Pentru ca vantul sa fie considerat rafalos este necesar ca durata unei rafale sa nu depaseasca doua minute. Peste 12m/s, vantul devine suparator pentru navigatia aeriana, mai ales atunci cand are caracter de vijelie.
Fig. 8.13. Vant laminar
B. Vanturi periodice si regulate;
Din observatiile si studiile facute s-a vazut ca, in anumite zone ale globului, vantul are un caracter permanent si regulat. Astfel in zonele dintre ecuator si tropice, sufla vanturile alizee. In zona asiatica si Oceanul Indian se produc vanturi sezoniere numite musoni (de ex: musonul indian).
C. Vanturi locale;
Datorita configuartiei solului foarte diferita, care detemina incalziri diferite, iau nastere vanturi locale, cum ar fi:
a. brizele marine, care sunt miscari ale aerului pe orizontala determinate de incalzirea diferita a uscatului fata de mare (vezi Fig. 8.15).
Aceste miscari sunt ziua de la mare spre uscat (briza de mare) iar noaptea de la uscat spre mare (briza de uscat).
Acest lucru se datoreaza faptului ca uscatul se incalzeste mai repede ziua si se raceste mai repede noaptea.
Brizele de mare se simt pe continent pana la cca. 10-15 km distanta de apa si au o viteza de aproximativ 5 km/h.
Fig. 8.15. Briza de mare
b. briza de munte (vantul catabatic) ia nastere in zonele muntoase si este determinata de racirea mai rapida a crestelor noaptea; aerul rece coboara pe panta la vale, iar ziua in conditii de insolatie, crestele se incalzesc, aerul devenind mai putin dens fiind inlocuit de aerul mai rece de pe vale care urca spre creste. Astfel ia nastere briza de vale.
Fig. 8.16. Briza de munte
c. efectul de fohn se produce atunci cand, din diferite cauze, pe doi versanti ai unui munte avem diferenta de presiune (pe unul maxim si pe altul minim), aerul mai dens urca pe munte si coboara pe partea cealalta a acestuia (vezi Fig. 8.17).
Aerul antrenat pe panta ascendenta se raceste dupa adiabata uscata (se raceste cu 1oC/100m), pana la saturatie, cand, prin condensare, eliberandu-se caldura latenta, se va raci dupa adiabata umeda (0,5oC/100m).
Pe creasta norul se precipita sau isi urmeaza calea pe orizontala, iar un fileu de aer uscat coboara cu panta. La coborare, prin comprimare aerul se incalzeste si fiind uscat, se va incalzi dupa adiabata uscata (1oC/100m).
Vantul cald si uscat care coboara pe panta unui munte reprezinta efectul de fohn
Astfel, in urma acestui efect, la piciorul pantei, in partea de sub vant aerul este mai cald decat cel de la piciorul pantei din vant.
La noi in tara exista multe zone in care se resimte efectul de fohn cum ar fi: vantul mare din Fagaras (mancatorul de zapada), in Podisul Mehedinti, zona Caransebes, etc.
d. undele orografice.
In timp ce la efectul de fohn aerul urca si apoi coboara pe celalalt versant, aici coborarea este rareori laminara (urmarind profilul reliefului), frecvent insa devine turbionara. Din acest motiv scurgerea este perturbata, perturbare ce se resimte pana la de 3-4 ori inaltimea obstacolului in functie de urmatorii factori:
- vantul sufla dinspre munte dintr-o directie de pana la 30o fata de perpendiculara la sistemul noros, directie care se mentine constanta pana la creasta;
- existenta unui sistem noros cu inaltimi apreciabile si pante accidentate;
- intensitatea vantului la piciorul pantei este de peste 8m/s si se mareste spre creasta;
- existenta unei atmosfere cu stratificare termica stabila (existenta unei zone de izotermie sau inversiune);
- perturbarea atmosferei (deformarea curentului aerian) nu se limiteaza la straturile de aer invecinate crestelor, ci se resimte pana la distante mari fata de crestele muntoase, in partea de sub vant.
Sub aceste miscari ondulatorii ale maselor de aer deformate, apar deseori zone turbionare pe axa orizontala fata de creste, turbioane numite rotori.
Turbulenta in cadrul acestor zone este deosebit de intensa, curentii verticali, in vecinatatea rotorilor si mai ales in interiorul lor poate depasi 8 m/s (vezi Fig. 8.18.).
Fig. 8.18. Undele orografice
Fig. 8.19. Circulatia atmosferei
La noi in tara din cauza influentelor climatice din Europa Centrala si Bazinul Mediteranei, intalnim o gama variata a vanturilor locale:
- Crivatul este vantul cel mai specific in Moldova, Dobrogea, sudul si estul Munteniei si sufla in special iarna;
- Austrul sufla dinspre sud in zona Olteniei, Banatului, Crisanei, ajungand in Moldova ca un vant cald, uscat, aducand geruri mari;
- Nemirul sufla in depresiunile din estul Tansilvaniei si a Brasovului fiind considerat ca o prelungire a crivatului care se strecoara prin trecatorile Carpatilor Orientali.
8.9. Circulatia generala a aerului
Dupa cum am vazut, miscarea aerului este cauzata de repartitia inegala a presiunii atmosferice, aerul deplasandu-se din regiunile anticiclonice catre cele ciclonice in straturile inferioare si invers in paturile mai inalte.
Cauza principala care provoaca o distributie inegala a presiunii pe glob este incalzirea neuniforma a suprafetei terestre. Pe glob exista un focar permanent de caldura (zona intertropicala) si doua focare de frig (calotele polare).
Circulatia generala a atmosferei este prezentata in Fig. 8.19. unde se observa ca aerul rece de la poli se indreapta spre zonele tropicale, iar pentru inaltime o importanta deosebita o au curentii jet.
9. Norii
Sunt constituiti din picaturi fine de apa sau cristale de gheata suspendate in atmosfera
Norii au forme si marimi diferite foarte variate iar culoarea si stralucirea se datoresc difuzarii razelor soarelui in mod diferit.
Conditiile pentru formarea norilor sunt condensarea si sublimarea vaporilor de apa care trebuie sa aiba un stadiu de saturatie avansat si sa contina nucleele de condensare (sublimare). Condensarea si sublimarea se realizeaza in natura prin:
radiatie (radiatia nocturna);
convectie si miscare ascendenta;
Radiatia solului in timpul noptii produce racirea aerului in urma careia se va produce condensarea care va da norii cu plafon jos sau ceata.
Miscarile de convectie pot fi termice (datorita incalzirii neuniforme a solului) sau dinamice (cand aerul urca pe panta unui munte sau cand aerul rece in deplasare intalneste o masa de aer cald pe care il sileste sa se ridice brusc).
9.1. Clasificarea norilor
a. dupa componenta particulelor se clasifica in:
- nori de apa;
- nori de gheata (zapada);
- nori micsti.
b. dupa geneza se clasifica in:
- nori stratificati formati in conditii de atmosfera stabila (cum sunt: Ci, Cs, As, Ns, St), in cazul frontului cald sau conditii anticiclonice;
- nori ondulati formati in conditii de turbulenta pe o anumita grosime (redusa) a atmosferei : Ci, As, St;
- nori convectivi formati prin convectie termica sau dinamica (Cu, Cb).
c. dupa inaltimea bazei fata de sol vom avea 3 etaje:
- etajul inferior cu baza intre 0-2km: St, Ns, Sc, Cu, Cb. Norii Nimbostratus au baza in etajul inferior, iar masa predomina in etajul mijlociu. Norii Cumulus si Cumulonimbus (Cu si Cb) au baza la nivelul inferior, dar varfurile pot atinge nivelul mijlociu sau chiar superior;
- etajul mijlociu cu baza norilor intre 2-5 km (Ac, As, Ns);
- etajul superior cu baza intre 5-13 km (Ci, Cs, Cc);
d. dupa forma pe care o pot avea se clasifica in:
- nori sub forma de val-strat continuu si uniform mai mult sau mai putin dens;
- nori fragmentati in: lamele, filamente, lespezi, gramajoare.
9.2. Descrierea genurilor de nori
A. Cirrus (Ci) sunt nori separati cu aspect de filamente sau fibre albe si subtiri, bezi transparente si sunt formati din cristale albe de gheata;
B. Cirrocumulus (Cc) sunt nori sub forma de paturi sau bancuri subtiri, dand cerului un aspect valurit (nori sub forma de valuri, asemanatori unei plaje cu nisip). Ei apar si dispar rapid. Sunt transparenti si sunt formati din cristale fine de gheata.
C. Cirrostratus (Cs) au un aspect valuros, mult mai albicios si pot ocupa partial sau total bolta cereasca, sunt constituiti din cristale fine de gheata. Uneori sunt atat de subtiri incat pe cer trec aproape neobservati, dand acestuia un aspect alb-laptos. Genereaza fenomenul de hallo (un cerc sau un semicerc colorat in violet slab spre exterior si rosu spre interior).
D. Altocumulus (Ac) sunt grupari de nori albi sau cenusii cu aspect valurit sau sub forma de rulouri, siruri sau benzi de culoare alba pana la cenusiu deschis. Sunt constituiti din picaturi de apa sau picaturi si cristale fine de gheata. La rasaritul si apusul soarelui se coloreaza in rosu aprins. Nu produc precipitatii.
|
E. Altostratus (As) formeaza panze albastrii sau cenusii cu aspect valurit, striat, fibros sau uniform, acoperind partial sau total cerul. Sunt constituiti din picaturi sau picaturi si cristale fine de gheata. Produc rar precipitatii slabe, care iarna ajung la sol sub forma de fulguiala slaba, iar vara acestea se evapora in atmosfera.
F. Nimbostratus (Ns) apar sub forma de panze in strat gros de nori cenusii, sumbri, cu aspect vaporos. Acesti nori produc precipitatii continue sub forma de ploaie sau ninsoare. Au baza la nivelul inferior iar partea superioara la peste 5-7 km. Datorita acestei grosimi, apa se gaseste aici in toate starile ei. Vizibilitatea in norii Ns este scazuta datorita picaturilor mari si dense.
G. Stratocumulus (Sc) sunt nori sub forma de paturi sau bancuri (benzi) cenusii sau albicioase cu aspect ondulat. Ei se formeaza dimineata si seara. Ziua se resorb. Din acesti nori pot sa cada precipitatii slabe sub forma de ploaie sau ninsori cu fulgi mici si rari.
H. Stratus (St) nori sub forma de panza continua, paturi destul de dense cu o baza uniforma si joasa uneori atingand solul. Sunt constituiti din picaturi fine de apa iar iarna pot fi formati din cristale fine de gheata. Dau precipitatii sub forma de burnita (ace de gheata).
I. Cumulus (Cu) sunt nori cu un contur bine determinat asemanatori unor gramajoare de vata. Au culoarea alba, cu partea superioara stralucitoare, iar baza sumbra. Se dezvolta pe verticala sub forma de domuri si turnuri. Norii Cu se dezvolta in cursul zilei sub actiunea curentilor termici convectivi. De aceea, norii Cu au o variatie diurna, apar dimineata, se dezvolta in cursul zilei si se resorb seara. In cazul unei atmosfere instabile norii Cu se dezvolta in continuare sub urmatoarele forme:
- Cumulus humulis (Cu hum) sunt nori de timp frumos, totdeauna albi si subtiri, dispusi in petece cu spatii largi intre ei;
- Cumulus mediocris (Cu med) cu o dezvoltare mai mare pe verticala, albi stralucitori. Nu dau precipitatii;
- Cumulus congestus (Cu con) cu o dezvoltare apreciabila pe verticala, cu parti albe si cenusii. Dau precipitatii sub forma de averse;
J. Cumulonimbus (Cb) sunt nori densi si dezvoltati cu extindere mare pe verticala, cu forme de munte sau turnuri enorme. Baza si mijlocul norului sunt intunecoase si sumbre, varful vizibil, fibros, sub forma de creneluri, nicovala. La latitudini medii varful poate depasi nivelul tropopauzei (12-15 km). Norii Cb dau averse de ploaie, lapovita, ninsoare sau grindina. In acesti nori, apa se gaseste in cele trei stari de agregare: lichida (picaturi de apa), vapori si cristale de gheata. Aversele care cad din acesti nori sunt insotite de fenomene orajoase (descarcari electrice).
Norii Cb sunt foarte periculosi zborului datorita tubulentei si a curentilor ascendenti-descendenti foarte puternici (15-35 m/s).
9.3. Nebulozitatea si plafonul
Fractiunea de cer acoperit de nori sau cantitatea de nori vizibili de la sol constituie nebulozitatea, care se determina de observator. Nebulozitatea se masoara in optimi din suprafata cerului (ex: cer acoperit complet 8/8, cer partial acoperit 3/8, etc.). Nebulozitatea totala reprezinta fractiunea de cer ocupata de toti norii vizibili. Nebulozitatea partiala reprezinta fractiunea ocupata de un gen de nori (ex: 3Ci, 2As, 7Cu, 8Cb, 8Ns).
Plafonul reprezinta inaltimea bazei norului la verticala locului. Se masoara cu balonul, prin radiosonadaje, cu ceilometrul sau cu proiectorul de nori.
10. Precipitatiile atmosferice
Prin precipitatie se intelege apa care cade din nori, indiferent de forma (starea sub care se prezinta). Precipitatiile fac parte din hidrometeori.
Cauzele formarii:
Vaporii de apa condensati sub forma de picaturi fine (avand diametrul cuprins intre 0,01 mm si 0,05 mm) sau cristalele de gheata, de asemenea foarte fine, care intra in componenta norilor, pentru a da nastere hidrometeorilor (mii de picaturi fine) se unesc si, datorita greutatii, cad pe pamant.
Ploaia este formata din picaturi de apa cu un diametru mai mare de 0,5 mm. Picaturile sunt dispersate si au o viteza de cadere de 2-5 m/s. In mod obisnuit, ploaia cade din Nimbostratus, Stratus si Stratocumulus.
Este periculoasa pentru aviatie, intrucat micsoreaza vizibilitatea, infunda conductele instrumentelor de bord, se depune pe aeronava si ingheata uneori
Lapovita este o forma de precipitatie formata dintr-un amestec de picaturi de ploaie si fulgi de zapada, care cade din norii Nimbostratus.
Zapada (ninsoarea) este constituita din cristale ramificate, uneori sub forma de stelute. Se produce din aceiasi nori ca si ploaia.
Burnita este o forma lichida de precipitatie (picaturi mici si dese de apa cu diametrul sub 0,5 mm). Poate sa cada din norii Stratus, Nimbostratus si uneori din norii Stratocumulus. Aceasta este periculoasa cand ingheata deoarece formeaza polei.
Mazarichea este formata din graunte de gheata cu diametrul de aproximativ 0,2-0,5 mm.
Grindina este constituita din particule sau bucati de gheata cu diametrul intre 5-50 mm. Uneori poate fi sub forma de blocuri-placi. Este produsa de norii Cumulonimbus (Cb). Si aceasta este foarte periculoasa pentru aviatie.
Aversa este o precipitatie lichida sau solida (cade din Cb sau din Cu con) si se caracterizeaza prin cantitatea mare de apa in timp mic.
Ca precipitatii, se mai pot exemplifica: pacla, ceata, etc.
11. Starile de echilibru ale atmosferei
Procesele fizice si fenomenele meteo din atmosfera sunt in stransa legatura cu stabilitatea atmosferei.
Atmosfera este instabila atunci cand miscarile verticale care se produc se propaga de la un nivel la altul (curentii ascendenti tind sa-si continue miscarea impulsionati de o accelaratie noua).
Atmosfera este stabila atunci cand miscarile verticale produse la un moment dat, nu pot sa se dezvolte si deci inceteaza (curentii ascendenti formati in urma unui impuls oarecare se vor opri din miscarea acensionala).
Pentru a explica mai bine ce se intampla in cazul unei atmosfere stabile sau instabile, trebuie sa aratam ca in cadrul radiosondajelor care se executa la anumite ore din zi se urmareste si scaderea temperaturii cu inaltimea. Aceasta scadere se traseaza pe o diagrama aerologica. Totodata, trebuie specificat faptul ca in interiorul unei mase de aer care urca, scaderea de temperatura se realizeaza dupa gradientul adiabatic uscat (temperatura scade cu 1oC/100 m), iar dupa condensare, scaderea se produce dupa gradientul adiabatic saturat (temperatura scade cu 0,5oC/100 m).
Considerand o particula de aer la nivelul solului in echilibru prin ridicare ea va suferi unele schimbari (scade temperatura). In functie de temperatura particulei si a mediului vom intalni urmatoarele situatii:
- temperatura aerului inconjurator este mai mare decat temperatura particulei ridicate de la sol. In acest caz particula este antrenata intr-o miscare descendenta, revenind in pozitia initiala. Este cazul echilibrului stabil;
- temperatura aerului inconjurator este mai mica decat temperatura particulei. In acest caz particula este antrenata intr-o miscare ascendneta, tinzand sa se departeze de la pozitia initiala de echilibru (nivelul solului). Este cazul echilibrului instabil;
- temperatura aerului inconjurator este egala cu temperatura particulei. In acest caz nefiind supusa unei forte (diferenta de presiune, respectiv temperatura), particula ramane in echilibru la nivelul egalitatii temperaturii. Este cazul echilibrului indiferent.
In urma sondajului se determina gradientul termic vertical al mediului si trasandu-se pe o diagrama aerologica vom gasi urmatoarele situatii:
- gradientul termic vertical real este mai mare decat gradientul adiabatic uscat (gradientul termic real se afla la stanga adiabatei uscate); Este cazul echilibrului instabil uscat;
- gradientul termic vertical real este mai mic decat gradientul adiabatic saturat (gradientul termic real se afla la dreapta adiabatei saturate); Este cazul echilibrului stabil saturat;
Fig. 11.30 Diagrame aerologice
- cand gradientul termic vertical real este egal cu gradientul adiabatic uscat, echilibrul este indiferent in aer uscat.
- gradientul termic vertical real este mai mic decat gradientul adiabatic saturat (gradientul termic real se afla la dreapta adiabatei saturate); Este cazul echilibrului stabil saturat;
- cand gradientul termic vertical real este egal cu gradientul adiabatic uscat, echilibrul este indiferent in aer uscat.
12. Curenti verticali (ascendenti si descendenti)
Dupa cauzele care le determina se cunosc trei feluri de miscari ascendente si anume:
a. Miscari ascendente si descendente convective, datorate incalzirii neuniforme a pamantului. In situatia cand insolatia este puternica si solul este omogen apar miscari de convectie.
Aceste miscari se caracterizeaza prin faptul ca au o zona centrala ascendenta, o zona descendenta la exteriorul curentului si o zona convergenta la baza descendentei.
Curentii ascendenti se mai numesc si curenti termici. Acestia se mai caracterizeaza si prin faptul ca in zona divergenta de la varful miscarii iau nastere norii Cu de apa, datorita racirii adiabatice a masei de aer ascendenta.
b. Miscarile ascendente produse prin alunecare apar atunci cand masa de aer in deplasare este obligata sa urce panta unui deal sau munte.
Se intalnesc urmatoarele situatii:
- o masa de aer cald urca peste o masa de aer rece (front cald);
- o masa de aer rece in miscare disloca o masa de aer cald pe care o obliga sa urce (frontul rece);
- o masa de aer urca pe o panta orografica, curentul ascendent inceteaza odata cu atingerea varfului pantei.
Fig. 12.32. Curent ascendent prin alunecare
c. Miscari ascendente produse de turbulenta dinamica;
O masa de aer in miscare urca panta unui obstacol ajungand astfel deasupra stratului stabil de la sol. Datorita impulsului de miscare si datorita faptului ca stratificarea atmosferei spre varful obstacolului este instabila, masa de aer continua sa urce dand nastere unui curent ascendent termic.
Masele de aer fiind rau conducatoare de caldura, in urcare se vor destinde in mod adiabatic (fara schimb de caldura cu exteriorul) datorita scaderii presiunii atmosferice si din aceasta cauza se vor raci.
Scaderea temperaturii in interiorul masei ascendente se produce dupa gradientul termic uscat pana la nivelul de condensare si apoi scaderea temperaturii, in interiorul norului, se produce dupa gradientul umed.
12.1. Conditiile de formare a ascendentelor
Conditiile de formare a ascendentelor depind de starea de echilibru a atmoferei (vezi Fig. 12.34.)
Dupa cum am vazut, ascendentele se pot forma numai in situatia unei atmosfere instabile, cand un rezervor de aer cald (cu o diferenta de 2-3oC fata de mediul ambiant) primeste un impuls si incepe sa urce.
Scaderea temperaturii se produce urmarind adiabata uscata (iar dupa condensare, urmarind adiabata umeda) si ascensiunea va continua pana cand particula de aer intalneste un strat stabil (inversiune sau izotermie). In acest moment, se spune ca am atins nivelul de echilibru.
Daca totusi instabilitatea continua si in interiorul norului dezvoltarea acestuia se va face pana la inaltimi mari.
12.2. Norii de formatie verticala
Familia norilor de convectie (de formatie verticala) au baza in etajul inferior si o extensie verticala, variabila in functie de stratificarea atmosferei, care poate ajunge la limita inferioara a tropopauzei (nori cumulonimbus).
Norii de convectie au, de obicei, conturul pronuntat si baza orizontala. Ei se formeza cel mai frecvent in anotimpul cald.
Norii convectivi sunt nori din familia Cumulus (Cumulus humilis, Cumulus mediocris, Cumulus congestus) si Cumulonimbus.
In interiorul norului Cb apar curenti ascendenti si descendenti foarte puternici, care produc o turbulenta termica (aceasta este maxima la o inaltime cuprinsa intre 3-7 km), apa este in stare supraracita (atinge uneori -20 oC), dar se gasesc si cristale de gheata.
Aceste picaturi de apa se unesc si dau picaturile de ploaie, care pot atinge diametrul de 5 mm.
Datorita faptului ca norul Cb contine picaturi de apa si in acelasi timp si cristale de gheata, aici se vor gasi si sarcini electrice, distribuite de regula astfel:
- cele pozitive la inaltimi unde temperatura este sub punctul de inghet;
- cele negative in centrul norului (in apropierea izotermei de 0oC);
- la baza norului se vor gasi zone locale cu sarcini pozitive.
Diferenta de potential dintre aceste sarcini poate depasi mii de volti. Din cauza acestor diferente de potential iau nastere descarcari electrice (fulgere) intre 2 nori, in interiorul aceluiasi nor, sau trasnete - descarcari electrice intre un nor si sol.
Nivelul de condensare este inaltimea la care cantitatea de vapori de apa devine saturata pentru temperatura corespunzatoare inaltimii respective.
Temperatura la care apare condensarea se numeste temperatura punctului de roua.
Nivelul de convectie este inaltimea la care poate sa ajunga un curent ascendent in urcare.
13. Fronturile atmosferice
Atmosfera, dupa cate s-a vazut, nu este omogena fiind impartita in mase de aer calde sau reci.
De la o masa de aer la alta se trece printr-o zona de tranzitie lenta si continua. Alteori, cand aceste mase nu s-au amestecat in zona lor de contact, trecerea este brusca. In acest caz, regiunea care separa cele 2 mase de aer este subtire si poate fi considerata ca o suprafata de contact numita si suprafata frontala.
Aceasta suprafata frontala nu este verticala, ci prezinta o inclinare din cauza aerului mai cald care, fiind mai usor, urca peste aerul rece, mai greu. Linia, sau banda de la sol aflata la intersectia suprafetei frontale cu suprafata solului se numeste linia frontului.
13.1. Frontul cald
Este frontul in lungul caruia aerul cald in deplasare inlocuieste aerul rece
Suprafata frontala dintre cele 2 mase de aer are o panta de ordinul 1/200-1/1000.
Apropierea frontului cald este marcata in primul rand de aparitia pe cer a sistemelor noroase care sunt dispuse in urmatoarea succesiune: Ci, Cs, As, Ns. Fronturile calde apar cu precadere in zonele depresionare.
Daca ciclonul este in destramare, atunci pe cer predomina nori Ac.
Din norii As, Ns, Ac, cad, de regula, precipitatii continue, banda acestora intinzandu-se intre 80-300 km.
Temperatura in urma frontului este cu cel putin 2oC mai ridicata decat in fata frontului.
Fig. 13.35. Frontul cald
Presiunea sufera o scadere inaintea frontului si o scadere usoara sau stationara in urma frontului.
Vantul sufla in fata frontului din sectorul SSV, iar dupa trecerea frontului, sufla din W.
Fronturile calde sunt insemnate pe hartile sinoptice cu culoare rosie sau cu linii negre cu semicercuri trasate pe partea de inaintare a frontului. In timpul iernii, in fata frontului cald, pe o latime de 150-200 km, va aparea ceata.
13.2. Frontul rece
Este frontul in lungul caruia aerul rece in deplasare inlocuieste aerul cald. Panta suprafetei frontale dintre cele 2 mase de aer este de ordinul 1/10-1/200.
Pe hartile sinoptice, fronturile reci sunt trasate cu culoarea albastra sau cu linii negre avand triunghiuri pe partea inspre care se deplaseaza linia frontului.
Frontul este insotit uneori de sisteme noroase stabile, dar cel mai frecvent de sisteme noroase instabile cum ar fi : Cc, Ac, Cu, Cu con, Cb.
Dupa tipul sistemului noros precipitatiile pot fi continue cand aerul din fata este stabil si cel mai frecvent sub forma de averse cand aerul este instabil.
Banda de precipitatii este de cca. 70 km.
Temperaturile sunt ridicate in fata frontului si mai scazute in spatele frontului cu cel putin 4-5oC.
Presiunea inaintea frontului pezinta o scadere (sau cel mult stationeaza), iar dupa trecerea frontului creste mult.
Vantul: inaintea frontului sufla din W, iar dupa trecerea lui sufla din NW, intensificandu-se. Cand frontul este insotit de nori Cb, se inregistreaza vant in rafale.
Umezeala relativa creste la maximum in momentul trecerii frontului si scade in spatele lui.
Fig. 13.36. Frontul rece
13.3. Frontul oclus
Datorita vitezei de deplasare diferita a fronturilor amintite mai sus (frontul rece se deplaseaza cu viteza mult mai mare fata de frontul cald), in partea centrala sau mai des in sectorul posterior depresiunii, frontul rece se va uni cu cel cald.
Din aceasta jonctiune va lua nastere frontul oclus in care aerul cald existent intre cele doua fronturi principale va fi aruncat in altitudine, iar la sol se va produce contopirea celor doua mase de aer rece (din fata frontului cald si din spatele frontului rece).
Daca aerul din fata frontului cald este mai rece decat cel din spatele frontului va lua nastere frontul oclus cu caracter de front cald (vezi Fig. 13.37.), caracterizat prin prezenta norilor stratiformi si cumuliformi care acopera cerul pe vaste intinderi si dau precipitatii de lunga durata care au si caracter de ploi torentiale.
Fig. 13.37 Frontul oclus cald Fig. 13.38. Frontul oclus rece
Dupa trecerea acestui front cerul ramane noros cu nori stratocumulus, iar temperatura stationara.
Daca aerul din fata frontului cald este mai cald decat aerul din spatele frontului rece va lua nastere frontul oclus cu caracter de front rece (vezi Fig. 13.38.). Si in acest caz nebulozitatea este mare, dar pe langa norii stratiformi apar norii Cb care urca pana la 5000-6000m, determinand precipitatii abundente deseori cu caracter de averse.
Dupa trecerea frontului cerul devine variabil, cu inseninari accentuate, iar temperatura scade.
Frontul oclus cu caracter neutru este frontul care se produce mai rar si numai in cazul cand aerul rece anterior si cel posterior au aceeasi temperatura.
Aceste fronturi au o durata mult mai mica.
Fronturile ocluse apar pe harta sinoptica colorate in violet sau prin linii negre cu semicercuri si triunghiuri spre partea in care se deplaseaza.
14. Informarea meteorologica
Planoristii sunt foarte interesati sa stie ce conditii meteo vor avea in ziua respectiva inca de dimineata. Acest lucru il vor afla atat din observatiile directe cat si din buletinele meteo pe care le vor obtine de la televiziune, radio sau de la statiile meteo din reteaua meteorologica nationala.
Schimbarile de timp le vom observa in mod direct dupa aspectul cerului, tipul de nori prezenti, directia si intensitatea vantului, modificarile de temperatura, presiune si umezeala. Totodata toate fiintele ne vor furniza informatii privind schimbarile de timp, stiind ca acestea sunt sensibile la aceste modificari.
Astfel:
- oamenii bolnavi de reumatism vor avea de suportat dureri la incheieturi cand se apropie ploaia (scade presiunea si creste umezeala);
- musculitele si tantarii vor cauta sa intre in casa cand se apropie ploaia;
- albinele cand simt apropierea ploii se vor agita in jurul orificiilor de intrare in stup;
- furnicile se intorc grabite la furnicar, intra inauntru si blocheaza intrarea;
- cand randunelele zboara aprope de pamant inseamna ca ploaia va veni in curand (acest lucru se intampla datorita faptului ca atunci cand creste umezeala, aripile musculitelor cu care se hranesc se umezesc, zborul lor devine greoi si randunelele le vor vana in apropierea solului);
- vara, cand observam ca vrabiile sau turturlele se scalda in praf stim ca se apropie ploaia (umezeala patrunde intre pene si le ingreuneaza zborul, fapt care le determina sa se arunce in praf pentru a-si usca penele);
- la sate animalele se intorc singure de la pasunat pentru a se adaposti cand se strica timpul.
Intrucat planoristii depind zilnic de aceasta conditie meteorologica este necesar sa stie cum sa interpreteze un buletin meteo sau alte informatii de specialitate.
Totusi inainte de a prezenta cele mai cunoscute buletine meteo utlizate in aviatie vom prezenta cateva fenomene care ne anunta cum va fi vremea in intervalul de timp ce urmeaza:
- norii Cirrus (Ci) cand apar ne arata ca timpul se va inrautati si functie de viteza cu care acopera cerul, ploaia sau ninsoarea se va instala dupa 1-3 zile;
- cand se insenineaza seara dupa o zi in care cerul a fost acoperit, a doua zi va ploua mai mult ca sigur;
- cand vantul sufla relativ linistit, iar deodata isi sporeste puterea si isi schimba directia este semn de apropiere a unei depresiuni, deci ploaia va veni in curand;
- dupa o perioada mai lunga sau mai scurta de seceta, daca dimineata si seara se aseaza roua, atunci va ploua (a crescut umezeala aerului);
- daca observam umezirea sarii din solnita sau ascultand emisiunile radiofonice suntem deranjati de radioparazitii produsi prin descarcarile electrice din atmosfera, nu suntem departe de o ploaie violenta de multe ori cu caracter de aversa;
- cand observam ziua in jurul soarelui sau seara in jurul lunii fenomenele de coroana sau hallo sub forma unor cercuri, in cel mult 2 zile va ploua sau va ninge.
Ameliorarea vremii o vom observa dupa urmatoarele semne:
- daca rasaritul soarelui se produce pe un cer portocaliu, ziua va fi frumos;
- cand vantul imprastie norii care au produs o ploaie puternica vor urma zile senine si frumoase;
- aparitia curcubeului dupa ploaie reprezinta un semn de indreptare a vremii.
Pentru informarea meteorologica in aviatie se folosesc urmatorele mesaje:
a. METAR;
b. SPECI;
c. meteoare sinoptice;
d. prevederi de zona;
e. emisiunea VOLMET;
f. buletinul meteo de zbor;
g. mesajul TAF;
a. METAR-ul reprezinta mesaj de observatie meteorologica regulata pentru aviatie (cu sau fara prognoza de tendinta) in limbaj clar abreviat. El se emite oral de catre statiile meteo aflate pe aerodromuri si cuprinde date reale privind situatia meteo observata in zona de aerodrom. Decodificarea acestui mesaj va fi prezentata in incheierea capitolului.
b. SPECI este mesaj selectionat de observatie meteorologica speciala pentru aviatie (cu sau fara prognoza de tendinta), in limbaj clar abreviat, care se emite ori de cate ori se constata producerea, aparitia sau ameliorarea unor fenomene periculoase zborului.
c. Meteoarele sinoptice (vizuale) se emit la intervale de 3 ore de catre statiile sinoptice teritoriale si cuprind date reale privind situatia meteo observata in jurul statiei.
d. Prevederile de zona se emit in clar de catre centrele meteo aeronautice, la intervale de 3 ore si contin informatii cu privire la situatia meteo in zona, precum si informatii cu privire la modificarile de timp ce pot surveni in cele 3 ore.
e. Emisiunea Volmet poate fi receptionata pe frecventa de 126,8 MHz fiind transmisa in clar de catre centrul meteo Otopeni.
f. Buletinul de zbor se intocmeste la cererea pilotului inainte de plecarea in zbor pe ruta care o doreste. Acest buletin face parte din documentele obligatorii la bordul aeronavei si cuprinde atat date reale privind situatia meteo pe ruta de deplasare, cat si date privind evolutia vremii pe ruta.
g. Mesajul TAF, asemanator cu mesajul METAR, este emis de statiile meteo de aeroport si cuprinde informatii privind evolutia conditiei meteo pe un interval de timp de 9 ore. Mesajul TAF se transmite ca si mesajul METAR in limbaj clar abreviat, folosind acelasi cod, cu diferenta ca la mesajul TAF se specifica intre ce ore este valabil, in timp ce pentru mesajul METAR se specifica ora la care s-a efectuat observatia meteo (citirea datelor).
14.1. Mesajul METAR (Meteorologica l Aerodrome Report)
lrop 181015 24003MPS 9999 BKN030 27/22 Q1017 NOSIG
In continuare prezentam descifrarea mesajului METAR prezentat mai sus:
Prima grupa (lrop) reprezinta codul statiei de aerodrom (aeroport) care l-a emis (lrop: l reprezinta Europa; r reprezinta Romania si op este aeroportul Otopeni).
Grupa a doua indica ziua, ora si minutul cand a fost efectuata observatia meteorologica.
In exemplul prezentat, ziua este 18, ora este 10 si minutul este 15.
Grupa a treia (24003) reprezinta codificarea directiei si intensitatii vantului. Primele trei cifre indica directia magnetica a vantului (din 100 in 100), iar ultimele doua intensitatea vantului in m/s.
In exemplul prezentat vantul sufla din 2400 cu 3m/s.
Grupa a patra se refera la vizibilitatea orizontala pe aerodrom. Este codificata cu 4 cifre si ne da direct valoarea vizibilitatii in metri. (Exemplu: 7500 reprezinta o vizibilitate de 7500 de metri).
In exempul prezentat grupa 9999 este codificarea vizibilitatilor mai mari de 10 km.
Grupa a cincea codifica nebulozitatea (gradul de acoperire cu nori), tipul norilor si plafonul (baza) acestora. Nebulozitatea poate avea urmatoarele coduri:
FEW 1-2/8
SCT 3-4/8
BKN 5-7/8
OVC 8/8
In exempul nostru avem o acoperire de 5/8 cu nori altii decat CB sau Cu congestus (TCU).
Ultimile trei cifre ale grupei indica inaltimea bazei in picioare (feet).
In situatia prezentata, norii se afla la o inaltime de 900m.
In grupa a sasea ni se dau indicatii privind temperatura aerului la pragul pistei si temperatura punctului de roua.
In exemplul prezentat, temperatura aerului este de 27oC, iar cea a punctului de roua, de 220C.
Grupa a saptea ne da presiunea QNH (vezi Cap.Navigatie) in hPa.
Ultima grupa ne avertizeaza despre evolutia situatiei meteo la aerodrom.
In exemplul nostru, NOSIG inseamna ca nu se prevad modificari ale situatiei meteo pentru urmatorul interval (NO SIGnificant).
Deoarece o decodificare completa (pentru toate variantele posibile) a unui mesaj METAR necesita cunostinte care depasesc nivelul de pregatire urmarit in aceasta lucrare, consideram suficiente informatiile prezentate.
Pentru mai multe informatii va rugam sa va adresati serviciilor meteo si/sau trafic aerian, obligatia acestor servicii fiind de a decodifica si transmite acest mesaj in clar pilotilor.
|
Politica de confidentialitate |
 .com |
Copyright ©
2024 - Toate drepturile rezervate. Toate documentele au caracter informativ cu scop educational. |
Personaje din literatura |
| Baltagul – caracterizarea personajelor |
| Caracterizare Alexandru Lapusneanul |
| Caracterizarea lui Gavilescu |
| Caracterizarea personajelor negative din basmul |
Tehnica si mecanica |
| Cuplaje - definitii. notatii. exemple. repere istorice. |
| Actionare macara |
| Reprezentarea si cotarea filetelor |
Geografie |
| Turismul pe terra |
| Vulcanii Și mediul |
| Padurile pe terra si industrializarea lemnului |
| Termeni si conditii |
| Contact |
| Creeaza si tu |
