Universitatea Maritimă din Constanţa

METEOROLOGIE şi HIDROLOGIE MARINĂ I

Suport de curs

Anul II Navigaţie

Semestrul I

Titular de curs:

Conferenţiar univ.dr. Brînduşa CHIOTOROIU

Notă: Suportul de curs conţine extrase din diferite lucrări de

specialitate, cu citarea sursei bibliografice.

Bibliografie recomandata

Bowditch N., The American practical navigator. An epitome of navigation, Pub. No.9, National Imagery and Mapping Agency, USA, 2002 ed. Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC, 2008. Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluviala, Edit. ExPonto, Constanta, 2001 Negut L., Meteorologie maritima, Editura Sport-Turism , Bucuresti, 1983.

Pescaru C., Pescaru Al., Meteorologie marină, Editura Nautica, Constanţa, 2005 Pop Gh., Introducere în meteorologie şi climatologie, Editura Ştiinţifică şi Enciclopedică, Bucureşti, 1988 Tişcovschi A. , Diaconu DC, Meteorologie si Hidrologie. Lucrări practice. Edit Univ. Buc, 2004. ***Ghiduri si regulamente ale OMM ***Admiralty Routeing Charts, UK Hydrographic Office. ***Brown’s Nautical Almanac, publ. Brown, son & Ferguson, Ltd., UK, 2005 ***Maritime Meteorology, 2nd ed., Thomas Reed Publications, 1997. ***Meteorology for Mariners, Meteorological Office, 3rd ed., 8th impression, London, HMSO, 1996. ***The Mariner’s Handbook (NP 100), 7th ed., UK Hydrographic Office, 1999.

***www.weather.gmdss.org ***www.metoffice.gov

1.1. SURSE DE DATE ŞI METODE DE CERCETARE ÎN

METEOROLOGIA MARINĂ.

1.2. SERVICII METEOROLOGICE MARITIME.

1.1. Meteorologia este o ramură a ştiinţelor geofizice care se ocupă cu studiul structurii şi

compoziţiei atmosferei, al proprietăţilor fizice şi al proceselor şi fenomenelor care au loc în cuprinsul ei. Scopul meteorologiei este elaborarea de prognoze pe termen scurt şi mediu.

În pregătirea unui voiaj există o etapă de documentare, care presupune consultarea diferitelor categorii de documente şi hărţi, inclusiv a hărţilor cu date climatologice (de exemplu Routeing charts). Aceste date climatologice sunt valori medii multianuale ale unor parametri meteorologici sau hidrologici. Climatologia se ocupă deci cu studiul regimului stărilor de vreme semnalate în decursul unei perioade îndelungate de ani (minim 30 de ani) într-un spaţiu determinat.

Metode de cercetare folosite în meteorologie

Metodele de cercetare sunt: 1.Observaţia meteorologică permite obţinerea de date referitoare la procesele şi

fenomenele atmosferice. Observaţia meteorologică este: 1.1.-vizuală (determinarea norilor, precipitaţiilor, a unor fenomene atmosferice etc) 1.2.-instrumentală (se realizează cu ajutorul aparatelor şi instrumenteloe meteorologice). Observaţiile meteorologice pot fi: orare, sinoptice (care se fac din 3 în 3 ore),

climatologice (din 6 în 6 ore) sau experimentale (care se realizează ori de câte ori este nevoie). 2.Metoda experimentului cu ajutorul căreia se pot cerceta procesele şi fenomenele

meteorologice în condiţii de laborator, create şi dirijate în funcţie de scopul urmărit. Sursele de date meteorologice sunt:

1. Staţiile meteorologice clasice şi automate care pot fi -staţii meteorologice cu program sinoptic (observaţiile se fac din 3 în 3 ore) şi climatologic

(observaţiile se fac din 6 în 6 ore); -staţii radar ; -staţii de radiosondaj; -staţii cu platforme pentru sondajul cu balonul pilot; -staţii cu program de radioactivitate; -staţii cu program agrometeorologic; -staţii cu program actinometric. -staţie pentru prelucrarea datelor transmise de sateliţii meteorologici -staţie pentru măsurarea electricităţii.

În biroul staţiei : -sunt instalate aparatele de măsurare a presiunii atmosferice; -se verifică datele înregistrate; -se transcriu datele de observaţie din registrele staţiei în tabelele meteorologice; -se descifrează diagramele de la aparatele înregistratoare. Pe platforma meteorologică sunt instalate instrumentele şi aparatele meteorologice cu

care se efectuează cea mai mare parte a observaţiilor meteorologice. Amplasarea platformei meteorologice se face: -în spaţii deschise, reprezentative pentru regiunea în care se găseşte; -departe de influenţa obstacolelor (la distanţe de 10-20 de ori înălţimea obstacolelor mici,

respectiv mari); -pe suprafeţe netede, înierbate; -la dimensiuni standard de 26x26 metri; Amplasarea aparatelor meteorologice se face pe mai multe aliniamente, de la nord (unde

este accesul pe platformă) la sud, după cum urmează:

-pe 1-ul aliniament se amplasează giruetele şi chiciurometrul; -urmează adăposturile meteorologice în interiorul cărora se află aparate şi instrumente pentru determinarea temperaturii şi umezelii aerului. -pe al 3-lea aliniament sunt instalate pluviometrele şi pluviograful, care servesc la măsurarea şi înregistrarea cantităţilor de apă provenite din ploi şi ninsori, chiciurometrul si mira nivometrica; -pe al 4-lea aliniament, în partea sudică a platformei, se instalează heliograful, platforma actinometrică şi termometrele de sol.

2. Radarul meteorologic Urmăreşte determinarea prezenţei, configuraţiei, evoluţiei şi deplasării sistemelor noroase

şi orajelor pe o rază de 200-300 km în jurul staţiei radar şi măsurarea caracteristicilor vântului în altitudine. Funcţionarea se bazează pe proprietatea undelor electromagnetice de a fi reflectate de obstacolele cu dimensiuni mai mari decât jumătatea lungimii lor de undă sau de a fi difuzate de particulele aflate în suspensie în atmosferă.

3. Sondajul de vant cu balonul pilot. Foloseşte baloane pilot umplute cu hidrogen, urmărite de la sol cu teodolite. Viteza de

deplasare a balonului este deci imprimată de viteza ascensională proprie şi de viteza curenţilor verticali sau orizontali de aer; însumarea lor dă „viteza rezultantă”, respectiv mărimea care se determină prin sondajul aerian.

4. Radiosonda Se foloseşte pentru determinarea presiunii, temperaturii, umezelii aerului la diferite

înălţimi în atmosferă. Poate conţine senzori şi pentru determinarea altor parametri. Include emiţător radio de putere mica, receptor de presiune, de temperatură; de

umezeală, cilindrul codificator, radioteodolitul (aparat complex cu care se urmăreşte balonul pilot, indiferent de tipul de nori). El recepţionează semnalele ultrascurte ale radioemiţătorului conectat la radiosonda lansată în atmosferă, determinându-i neîncetat coordonatele unghiulare. Transmiterea de către radiosondă a datelor privitoare la presiune, temperatură, umezeală se face prin diverse combinaţii de impulsuri scurte şi lungi de joasă frecvenţă care se constituie într-un cod special. În pauza dintre semnalele codificate, radiosonda emite impulsuri de înaltă frecvenţă (peste 2000 impulsuri pe secundă) necesare pentru determinarea coordonatelor ei unghiulare.

5. Laserul meteorologic: Lidarul Este folosit pentru determinarea plafonului norilor, detectarea apariţiei la orizont a ceţii

sau pâclei invizibile cu ochiul liber, precum şi a direcţiei şi vitezei vântului (prin urmărirea diverselor particule transportate de acesta). Conţine un emiţător de microunde electromagnetice, un receptor şi o instalaţie de comandă şi înregistrare, prevăzută cu osciloscop.

6. Sateliţii meteorologici Sunt mijloace tehnice mobile sau staţionare cu ajutorul cărora atmosfera terestră poate fi

cercetată eficient de la înălţimi foarte mari. La bordul fiecărui satelit există una sau mai multe camere de televiziune care pot transmite imagini (evoluţia sistemelor noroase) de pe emisfera terestră luminată de Soare. Sateliţii meteorologici sunt prevăzuţi şi cu camere de televiziune sensibile la radiaţii infraroşii, ceea ce permite obţinerea de imagini ale norilor aflaţi deasupra emisferei terestre neluminate de Soare.

1.2. Servicii meteorologice maritime. Conţinutul şi modul de transmitere a informaţiei meteorologice către utilizatorii maritimi

(nave, platforme off-shore) sunt stabilite şi actualizate periodic de către Organizaţia Meteorologică Mondială (OMM).

Misiunea OMM include şi furnizarea prognozelor meteorologice de bună calitate şi a serviciilor de avertizare pentru a creşte siguranţa vieţii pe mare.

Răspunderea OMM de a furniza astfel de servicii, ca şi rolul OMM în coordonarea acestor servicii sunt menţionate şi în Convenţia Internaţională privind Siguranţa Vieţii pe Mare (International Convention for the Safety of Life at Sea - SOLAS), adoptată în 1974.

Serviciile meteorologice pentru largul mării trebuie să includă:

-furnizarea de avertismente şi buletine meteorologice referitoare la starea vremii şi starea mării; -furnizarea de informaţii hidrometeorologice pentru operaţiunile de salvare şi căutare pe mare; -date climatologice pentru zona respectivă; -informaţii detaliate şi recomandări furnizate de experţi.

Transmiterea informaţiei meteorologice către nave se face prin folosirea sistemelor de

difuzare al Sistemului GMDSS (Global Maritime Distress and Safety System GMDSS). GMDSS este un sistem integrat de comunicaţii care foloseşte comunicaţii radio şi prin sateliţi. Sistemul prevede obligaţia navelor de a fi echipate cu receptoare Inmarsat* şi Navtex** ca să primească automat informaţii privind siguranţa navigaţiei, inclusive informaţii hidrometeorologice.

*INMARSAT este un sistem de comunicaţii prin satelit, care datează din anul 1979. Tipurile de Staţii terminal Inmarsat de la bordul navelor recunoscute de către GMDSS sunt: Inmarsat B, C şi F77. Prin Inmarsat C este posibilă stocarea de date, transmiterea de date şi mesagerie prin Internet între coastă-navă, navă-navă, navă-coastă precum şi trimiterea de alerte de primejdie preformatate, către un centru de coordonare a activităţilor de salvare pe mare. Serviciul Inmarsat C SafetyNET este un serviciu de difuzare prin satelit a informaţiei privind siguranţa navigaţiei, inclusiv a avertismentelor meteorologice pentru largul mării.

**NAVTEX este un mijloc de recepţie a informaţiei privind siguranţa navigaţiei la bordul navei, incluzând : avertismente de navigaţie, prognoze şi avize de vreme rea, informaţii privind activităţi de salvare şi căutare pe mare. Receptorul Navtex este un receptor radio de dimensiuni şi costuri relativ mici, cu posibilitatea de imprimare instantanee a informaţiei recepţionate. Frecvenţa de transmitere a mesajelor este de 518 kHz, în limba engleză.

Oceanul Planetar este divizat în areale pentru care au fost desemnate anumite Servicii Meteorologice Naţionale responsabile cu transmiterea informaţiei la bordul navelor aflate în arealele respective. Transmiterea de avertismente meteorologice şi buletine privind starea vremii şi a mării pentru zonele care nu pot fi acoperite de sistemul Navtex, se face prin sistemul SafetyNET. Serviciile Meteorologice Naţionale au responsabilitatea elaborării prognozelor şi avertismentelor de vreme rea pentru o anumită zonă METAREA, partial sau în totalitatea zonei şi pe cea a transferului acestor prognoze şi avertismente către un serviciu desemnat cu transmiterea informaţiei către navele aflate într-o anumită zonă METAREA. Zonele METAREA (METeorological service AREAS) sunt în prezent în număr de 21.

Structura buletinelor meteorologice pentru largul mării trebuie respectată de către toate serviciile meteorologice naţionale responsabile cu elaborarea lor. Un buletin meteorologic transmis la bordul navelor trebuie să conţină 3 părţi:

Partea I: Avizele de furtună (sau fenomene meteorologice periculoase) -se transmite de cel putin 2 ori pe zi, text, lb. engleză; -se transmite imediat şi se repetă la fiecare 6 minute dacă vremea se înrăutăţeşte; -avertismentele privind furtunile pe mare sau ciclonii tropicali trebuie să conţină următoarele informaţii: tipul de avertizare, data emiterii, descrierea perturbaţiei atmosferice şi presiunea în centru; localizarea centrului furtunii (lat. şi long.), zona afectată, forţa sau viteza vântului şi direcţia, starea mării, alte informaţii. Partea II: Analiza situaţiei meteorologice conţine: -data şi ora emiterii (UTC); -descrierea principalelor caracteristici ale vremii, respectiv a situaţiei reprezentate pe harta meteorologică la sol; -direcţia şi viteza de deplasare a sistemelor de presiune (cicloni, anticicloni) şi a perturbaţiilor tropicale: informaţii despre valoarea presiunii în centrul ciclonilor/anticiclonilor, localizarea centrului, deplasări sau modificări ale presiunii atmosferice, respectiv slăbirea sau intensificarea ciclonilor/anticiclonilor. - forţa sau viteza vântului şi direcţia; -fenomenele atmosferice şi vizibilitatea; -starea gheţurilor marine. -caracteristicile valurilor (de vânt şi hulă), ale gheţurilor în derivă şi ale curenţilor.

Partea III: Prognoza. Contine:

-perioada de valabilitate a prognozei;

-zona METAREA; -date despre viteza/forţa vântului, direcţia vântului, starea mării, vizibilitate, depuneri de gheaţă pe corpul navei; caracteristicile gheţurilor marine. -informaţii despre alte fenomene precum valuri anormale etc. -prognoza conţine termeni descriptivi pentru fenomenele atmosferice, vizibilitate, starea mării.

Exemplu de mesaj NAVTEX (buletin meteo) pt METAREA I, conţinând cele 3 părţi: HIGH SEAS BULLETIN FOR METAREA 1 ISSUED AT 0800 UTC ON TUESDAY 08 OCTOBER 2013 BY THE MET OFFICE, EXETER, UNITED KINGDOM FOR THE PERIOD 0800 UTC ON TUESDAY 08 OCTOBER UNTIL 0800 UTC ON WEDNESDAY 09 OCTOBER 2013 Part 1: NO STORMS Part 2: GENERAL SYNOPSIS AT 080000UTC, LOW 65 NORTH 29 WEST 1011 EXPECTED 63 NORTH 09 WEST 1002 BY 090000UTC. LOW 61 NORTH 05 WEST 1008 EXPECTED 64 NORTH 09 EAST 997 BY SAME TIME. LOW 73 NORTH 04 WEST 994 EXPECTED 74 NORTH 05 EAST 998 BY THAT TIME. AT 080000UTC, LOW 45 NORTH 39 WEST 999 EXPECTED 42 NORTH 39 WEST 1000 BY 090000UTC. HIGH 48 NORTH 05 WEST 1026 EXPECTED 50 NORTH 17 WEST 1031 BY SAME TIME. HIGH 64 NORTH 15 WEST 1017 EXPECTED 70 NORTH 36 WEST 1028 BY THAT TIME. NEW HIGH EXPECTED 58 NORTH 28 WEST 1031 BY 090000UTC

Part 3: AREA FORECASTS FOR THE NEXT 24 HOURS SOLE VARIABLE OR SOUTHWESTERLY 4, BECOMING NORTHWESTERLY 4 OR 5. MODERATE OR ROUGH. MAINLY FAIR. MODERATE OR GOOD, OCCASIONALLY POOR AT FIRST SHANNON VARIABLE MAINLY WEST 4, BECOMING NORTHWEST 4 OR 5. ROUGH, BECOMING MODERATE. FAIR. GOOD ROCKALL WESTERLY VEERING NORTHWESTERLY 5 TO 7, PERHAPS GALE 8 IN NORTH LATER. ROUGH. SHOWERS. GOOD BAILEY VARIABLE 4 BECOMING NORTHWESTERLY 6 TO GALE 8, PERHAPS SEVERE GALE 9 LATER. ROUGH. OCCASIONAL RAIN THEN SQUALLY SHOWERS. MODERATE OR GOOD, OCCASIONALLY POOR AT FIRST FAEROES …

Observaţie: În partea 3 (Prognoza) sunt detaliate informaţii pentru diferitele subzone din cadrul METAREA I (Sole, Shannon etc.). Limitele acestor subzone pot fi observate pe harta următoare.

Bibliografie: 1. Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC, 2008.

2.www.weather.gmdss.org

-Derivaţii oxigenaţi ai sulfului (SO2, SO3) proveniţi din arderea cărbunilor cu conţinut ridicat de pirite sau a ţiţeiului cu sulfuri alterează puritatea aerului.

-Hidrocarburile şi oxizii de azot emişi prin eşapamentele autovehiculelor sau de uzine sau termocentrale, asociate cu gaze organice şi particule, sub acţiunea radiaţiei solare alcătuiesc smogul oxidant (fotochimic) care este cel mai nociv poluant al atmosferei din marile centre industriale.

-Oxidul de carbon CO este un gaz poluant care provine din eşapamentul autovehiculelor şi alte procese de ardere.

-Metalele sunt în aer sub formă de pulberi, soluţii, vapori de săruri şi compuşi organo-metalici. Ex: plumbul rezultă din tetraetilena de plumb (adaos antidetonant al benzinei);

-nichelul, titanul, berilul, staniul, arseniul, vanadiul se găsesc în produsele de ardere a cărbunilor şi benzinei.

-Insecticidele şi vopselele degajă mercur, arseniu şi plumb.

2.2. STRUCTURA ATMOSFEREI

Învelişul de aer cântăreşte 52 x 1014 tone metrice, ceea ce reprezintă a 25-a parte din masa hidrosferei (învelişul de apă al Pământului) şi mai puţin de o milionime din masa globului terestru. Jumătate din această masă este situată până la înălţimea de 5 km iar 9/10 la înălţimi mai mici de 16 km.

Forma atmosferei se aseamănă cu forma Pământului, dar este mai bombată la Ecuator şi mai turtită la Poli. Limita superioară a atmosferei se consideră a fi la înălţimea de 3000 km. Repartiţia temperaturii aerului pe verticală este criteriul cel mai des folosit pentru clasificarea straturilor atmosferei terestre. În funcţie de acest criteriu se disting:

1. TROPOSFERA ( 0-11 km) Tropopauza 2. STRATOSFERA (11-32 km) Stratopauza 3. MEZOSFERA (32-80 km) Mezopauza 4. TERMOSFERA (80-1000 km) Termopauza 5. EXOSFERA (1000-3000 km) 1.TROPOSFERA -este situată în imediata vecinătate a suprafeţei Pământului; -este stratul cu cea mai mare densitate a aerului -cuprinde 75% din masa atmosferei şi 95% din cantitatea de vapori de apă. -Aici se produc toate procesele şi fenomenele ce au loc în atmosferă. -Grosimea stratului variază între 8 km la Poli şi 18 km la Ecuator, la latitudini medii fiind

de 11 km.

-Temperatura aerului scade cu altitudinea în medie cu 0.6 C la 100 metri (valoarea medie a gradientului termic vertical yt la latitudini temperate). La ecuator la limita superioară a

troposferei temperatura aerului atinge -80 C, iar la Poli -50 C. Troposfera este stratul cel mai turbulent al atmosferei. În cuprinsul acestui strat se produc

mişcări de convecţie (pe verticală) şi care au ca efect omogenizarea aerului, mişcări de advecţie (pe orizontală), având ca efect formarea vânturilor şi modificarea vremii şi turbulenţe (sub formă de vârtejuri, care sunt foarte rare). În troposferă se formează toate tipurile de nori, determinând toate tipurile de precipitaţii.

Tropopauza este un strat de trecere de 2-3 km grosime care prezintă următoarele caracteristici:

-este discontinuu (prezintă rupturi); -există curenţi de aer cu viteze foarte mari, care determină schimbări bruşte ale vremii la

nivelul solului; -are grosimi diferite, mai mari deasupra polilor, mai reduse deasupra Ecuatorului.

Datorită diferenţelor mari de temperatură, apar diferenţe mari de presiune care determină apariţia unor curenţi cu viteza de peste 700 km/h (curenţi jet = jet stream) care se deplasează de la vest la est, nu sunt continui şi pot fi asemănaţi cu fluvii cu lăţimi de 500 km şi cu traiectorie meandrată.

2.STRATOSFERA este stratul cu temperatura constantă (strat de izotermie). Această

constatare a fost posibilă odată cu lansarea primelor rachete, când s-a observat că pe o distanţă de 11-25 km temperatura aerului rămâne constantă. Pe distanţa de 25-32 km temperatura

creşte până la 0 C datorită prezenţei ozonului (respectiv absorbţiei radiaţiilor ultraviolete care se face cu degajare de caldură). Se disting 2 substraturi: a) 11-25 km şi b) 25-32 km. Se pot forma nori din cristale fine de gheaţă datorită vaporilor de apă care depăşesc tropopauza, la 25 km înălţime.

Stratopauza este stratul de trecere de la stratosferă la mezosferă. Unii autori considera că limita superioară a stratosferei şi a stratopauzei s-ar situa la 50 km.

3.MEZOSFERA (OZONOSFERA) conţine o mare parte din ozonul din atmosfera terestră,

aflat în concentraţii mari îndeosebi la 40-55 km înălţime. Acest strat se extinde de la înălţimi de 40-55 km până la înălţimi de 80 şi chiar 100 km. Din punct de vedere termic există diferenţieri pe

latitudine, temperatura aerului scăzând până la valori de -80 şi chiar -110 C la limita superioară a acestui strat.

Mezopauza este stratul de trecere de la mezosferă la termosferă. 4.TERMOSFERA este stratul în care se înregistrează cele mai ridicate temperaturi, de

+2000 şi chiar +3000 C, datorită ionizării puternice a aerului de către radiaţiile X, γ, corpusculare şi ultraviolete care vin de la Soare.

Variaţia pe verticală a temperaturii aerului în atmosfera terestră

Acest strat se extinde până la înălţimi de 1000 –2000 km. La peste 600 km înălţime temperatura scade treptat. În cuprinsul acestui strat se produce reflexia totală a undelor lungi, medii, scurte şi se formează aurorele polare datorită radiaţiilor corpusculare ale Soarelui ce se ciocnesc de moleculele de aer, orientându-se după liniile de câmp (de forţă ale câmpului magnetic) ale Pământului, aglomerate spre polii Pământului.

TERMOPAUZA = strat subţire de tranziţie. 5. EXOSFERA (1000 – 3000 km ) este stratul limită al atmosferei terestre. Moleculele de

aer se găsesc la distanţe de 100 – 200 km una de alta. Observaţii: Termenul de “ionosferă“ se referă la proprietăţile electrice ale atmosferei, respectiv la ionizarea gazelor constituente ale atmosferei la înălţimi cuprinse între 70 şi 480 km. Substraturile identificate poartă denumirea de regiunea “D”, “E” şi “F”. Regiunea D se caracterizează prin absorbţia undelor de înaltă frecvenţă şi reflectarea puternică a undelor de joasă frecvenţă în timpul zilei, noaptea acest strat reducându-se sau dispărând.Regiunea E, situată la peste 85 km înălţime se reduce noaptea şi variază puternic şi în funcţie de anotimp. În acest strat sunt reflectate undele lungi până la frecvenţa de 3.5 MHz. Regiunea F este situată la înălţimi de 120-480 km şi reflectă undele scurte până la frecvenţa de 7.5 MHz datorită concentraţiei mari de electroni.

Bibliografie: 1. Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC, 2008. 2.Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluviala, Edit. ExPonto, Constanta, 2001.

3. RADIAŢIA SOLARĂ. TERMICA ATMOSFEREI JOASE.

VARIATII IN TIMP SI SPATIU ALE TEMPERATURII AERULUI.

3.1. RADIAŢIA SOLARĂ.

Soarele este unica sursă de energie calorică a suprafeţei terestre. Are un volum de

1300000 ori mai mare decât al Pământului. Emite 3216 x 1027 cal/min din care Pământul primeşte a 2-a miliarda parte. Este format din gaze în stare incandescentă. Centrul Soarelui este alcătuit din hidrogen 50%, heliu 40% şi restul este un amestec de elemente grele în stare gazoasă.

Căldura (energia) imensă degajată de Soare provine din reacţiile termonucleare din interiorul Soarelui (fuziunea nucleelor de hidrogen şi formarea heliului).

Această energie se răspândeşte în spaţiul cosmic sub formă de radiaţii de diferite tipuri: raze X, γ, ultraviolete, raze luminoase, infraroşii, corpusculare, alcătuind spectrul solar.

Temperatura suprafeţei radiante a Soarelui este de 6000 C, căldura transmiţându-se prin conducţie şi convecţie. Soarele degajă o cantitate de căldură egală cu 3.216 x 1027 cal/min (valoarea medie).

La nivelul superior al atmosferei se primeşte numai o parte din această energie radiantă. Energia primită la limita superioară a atmosferei, pe o suprafaţă de 1 cm2, perpendiculară pe razele solare este de 1.88 cal/min/cm2 valoare numită constantă solară.

De la acest nivel apar fenomenele de absorbţie, difuzie şi reflexie a elementelor spectrului. Cantitatea de energie primită la suprafaţa Pământului este influenţată şi de înclinarea axei Pământului, de mişcarea de rotaţie, de forma de geoid a acestuia, care determină înclinarea razelor solare faţă de suprafaţa acestuia, durata zilelor şi a nopţilor precum şi formarea anotimpurilor.

La trecerea prin atmosferă radiaţia solară este modificată:

■Soare 180 km - energia radiantă ramâne constantă;

■180 km 80 km - razele X, Y, corpusculare sunt absorbite în totalitate (se produce ionizarea) ducând la existenţa unor temperaturi foarte ridicate;

■80 km 55 km - razele luminoasţe (vizibile) sunt difuzate în toate direcţiile, fenomen numit “Rayleigh”;

■55 km 40 km 25 km se produce absorbţia aproape în totalitate (98 %) a radiaţiilor ultraviolete cu formarea stratului de ozon.

În troposferă, bioxidul de carbon CO2 şi vaporii de apă absorb o parte din radiaţiile infraroşii (raze calorice), iar o altă parte este reflectată înapoi în spaţiu. La suprafaţa Pământului se produce un ultim fenomen de reflexie al energiei calorice ce poartă denumirea de ,,albedo” (acesta exprimă capacitatea suprafeţei terestre de a reflecta radiaţia solară, se exprimă în procente şi este mai mare deasupra suprafeţelor de culoare deschisă şi mai mic deasupra suprafeţelor de culoare închisă).

In urma proceselor de absorbţie şi difuzie a radiaţiei solare în atmosferă, la suprafaţa terestră ajung 57% din radiaţia primită la limita superioară a atmosferei.

Bilanţul radiativ-caloric la suprafaţa terestră reprezintă diferenţa dintre cantitatea de

energie radiantă primită şi cea consumată. Dintre fluxurile radiative primite sau cedate de suprafaţa terestră, cele mai importante sunt:

Radiaţia solara directă (insolaţia) (S) reprezintă cantitatea de energie radiantă primită de suprafaţa Pământului pe o suprafaţă de 1cm2/min. Creşte odată cu răsăritul Soarelui şi scade spre apus. Atinge valoarea maximă la amiază şi minimă la răsărit şi la apus.

Radiaţia difuză (D) este cantitatea de energie primită de suprafaţa terestră după ce aceasta a fost difuzată de nori sau de particulele în suspensie din atmosferă şi variază invers proporţional cu transparenţa;

Radiaţia globală (Q) este suma dintre radiaţia difuză şi radiaţia directă (kcal/min.); Cea mai mare valoare anuală a radiaţiei globale Q, de 200 kcal/cm2/an se înregistrează în

deşerturile tropicale iar cea mai mică, de 70 -80 kcal/cm2/an în zonele polare.

Radiaţia reflectată (Rs) este funcţie de natura suprafeţei terestre şi de unghiul de incidenţă a razelor solare. Albedoul se notează cu A şi reprezintă partea din radiaţia solară totală, reflectată de suprafaţa terestră : A= Rs/Q % ;

Radiaţia terestră sau emisia terestră (Et) este radiaţia pe lungimi de undă lungă, degajată de suprafaţa Pământului;

Contraradiaţia atmosferei (Ea) este radiaţia pierdută de straturile atmosferice inferioare, o parte fiind îndreptată spre suprafaţa terestră şi o altă parte spre straturile atmosferice superioare;

Radiaţia efectivă (Re) reprezintă diferenţa dintre emisia terestră şi contraradiaţia atmosferei Re = Et – Ea.

În formă simplificată, bilanţul radiativ-caloric la suprafaţa terestră (care se exprimă în kcal/cm2/min) se poate scrie astfel :

B= S + D + Ea - Rs - Et = Q (1 - A) - Re . Bilanţul este pozitiv ziua şi negativ noaptea. Se modifică în funcţie de latitudine şi

anotimpuri: este pozitiv în perioada caldă a anului şi negativ în perioada rece şi este pozitiv în regiunile ecuatoriale şi tropicale. Căldura acumulată în aceste regiuni este transmisă prin curenţii atmosferici şi oceanici spre latitudinile superioare unde bilanţul este negativ.

Bilanţul determină repartiţia temperaturii la suprafaţa terestră şi deci influenţează procesul de evaporare, de formare a ceţurilor, de topire a zăpezii etc. Diferenţe importante apar între suprafeţele de uscat şi cele acvatice care se încălzesc diferit: Uscatul se va încălzi mai rapid şi intens faţă de apa care se încălzeşte mai lent şi moderat. Pierderea de căldură de către uscat se face la fel de repede cum a fost primită, în timp ce în cazul apei se face mai lent. Apa trebuie să absoarbă o cantitate de căldură de cinci ori mai mare decât uscatul pentru a-şi ridica temperatura la aceeaşi valoare cu cea a uscatului.

3.2. TERMICA ATMOSFEREI JOASE

Transferul căldurii în atmosferă Radiaţia solară constituie sursa principală de căldură pentru suprafaţa terestră şi

atmosferică. Energia solară transformată în căldură de suprafaţa terestră este transmisă aerului atmosferic prin:

-radiaţie terestră -conductivitate calorică moleculară -turbulenţă -convecţie -advecţie -schimbările de fază ale apei. 1.Radiaţia terestră infraroşie, de undă lungă, cu efect caloric pronunţat, este absorbită

selectiv de vaporii de apă şi dioxidul de carbon şi, ca urmare, stratul de aer din apropierea solului se încălzeşte. Căldura se transmite, în continuare, tot pe cale radiativă, de la strat la strat, în altitudine. Fluxul de căldură este orientat invers în timpul răcirii suprafeţei terestre active, dinspre straturile de aer mai înalte către cele inferioare. Acest proces este continuu, dar are însă un rol minor în mecanismul transmiterii căldurii de la suprafaţa terestră în atmosferă.

2. Conductivitatea calorică moleculară are, de asemenea, un rol nesemnificativ în transmiterea căldurii dinspre suprafaţa terestră către aerul înconjurător, coeficientul de conductivitate calorică a aerului fiind foarte scăzut. Pe această cale se poate încălzi cel mult un strat de aer de câţiva centimetri grosime.

3. Turbulenţa este un sistem de mişcare haotică, după traiectorii complexe, sub formă de turbioane şi curenţi de dimensiuni variabile a diferitelor volume mici de aer, numite elementele turbulenţei. Dimensiunile elementelor turbulenţei sunt de ordinul centimetrilor, metrilor şi chiar a zecilor de metri. Mişcarea aerului care are, totdeauna, caracter turbulent, mai ales în straturile atmosferice inferioare, poate fi origine termică şi dinamică (mecanică).

a) Turbulenţa termică este determinată de forţa aerostatică creată de neuniformizarea termică a aerului. Intensitatea mişcării turbulente va fi cu atât mai mare cu cât diferenţele de

temperatură pe verticală şi pe orizontală dintre volumele de aer vor fi mai accentuate. Fenomenul este determinat de inegala încălzire a diferitelor compartimente mici ale suprafeţei terestre active.

b) Turbulenţa dinamică, care nu este condiţionată de temperatura aerului, se dezvoltă în masele de aer deplasate de vânt, în urma frecării cu suprafaţa terestră. Intensitatea ei este în raport cu viteza vântului şi gradul de rugozitate a suprafeţei terestre.

Turbulenţa termică şi dinamică pot acţiona simultan, mai cu seama în timpul zilei, determinând caracterul complex şi intensificarea turbulenţei.

4. Convecţia este mişcarea verticală neorganizată a volumelor de aer, în sens ascendent şi descendent, care amestecă straturile de aer pe diferite grosimi, uneori până la limita superioară a troposferei. După condiţiile de geneză se deosebeşte o convecţie termică şi o convecţie dinamică (mecanică).

a) Prin amplificare, turbulenţa termică se poate transforma în convecţie termică, cauza fiind încălzirea inegală a unor compartimente mai mari ale suprafeţei terestre (suprafeţe acvatice, suprafeţe cu clădiri, păduri ş.a.).

În locul mişcărilor turbionare haotice, de dimensiuni mai reduse, încep să predomine, treptat, mişcări ascensionale puternice sub forma de jeturi cu viteze de la câţiva m/s până la peste 20m/s uneori. Alături de curenţii convectivi ascendenţi apar şi curenţii descendenţi, cu viteze mai mici, care pot ocupa, de asemenea, suprafeţe mari. Curenţii ascendenţi asociaţi cu cei descendenţi alcătuiesc celulele convective. Prezenţa lor este indicată de nori caracteristici de tip convectiv.

Dezvoltarea convecţiei termice este condiţionată de o anumită stratificaţie termică a aerului din troposferă (stratificaţia instabilă sau convectivă).

b) Convecţia dinamică este mişcarea ascendentă forţată a maselor de aer deplasate de vânt, când acesta întâlneşte un obstacol de mari dimensiuni. În cazul când ascensiunea forţată a aerului este determinată de versanţii reliefului muntos convecţia este orografică, iar când aerul cald şi mai uşor alunecă ascendent deasupra unei mase de aer mai rece şi mai dens, convecţia este frontală.

Turbulenţa şi convecţia efectuează cel mai important transfer de energie calorică pe verticală în troposferă, dinspre straturile de aer inferioare, mai încălzite, spre cele superioare, mai reci.

5. Transferul de căldură în atmosferă se realizează şi prin deplasarea aerului pe orizontală, fenomen numit advecţie. Deplasarea orizontală a aerului mai cald sau mai rece poate determina o creştere sau o coborâre, locală a temperaturii, cu alte cuvinte variaţia termică advectivă pozitivă, respectiv negativă.

6. Schimbările de fază ale apei. Apa din atmosfera terestră se găseşte în trei stări de agregare: gazoasă (vapori), lichidă

(ceaţă, nori, precipitaţii lichide) şi solidă (cristale de gheaţă sau fulgi de zăpadă, grindină, depuneri de gheaţă etc.). Trecerile dintr-o fază a apei în alta se realizează prin evaporare, condensare, sublimare, îngheţare, topire.

Transformările de fază ale apei în cadrul procesului de evaporare şi de condensare efectuează astfel un transfer remarcabil de căldură între suprafaţa terestră şi atmosferă.

Condensarea vaporilor în aerul atmosferic este însoţită de o importantă degajare de energie sub forma căldurii latente de vaporizare, cantitativ egală cu cea consumată în procesul de evaporare. Vaporii de apă, rezultaţi prin procesul evaporării de la suprafaţa terestră, sunt antrenaţi de mişcările turbulente şi convective spre straturile atmosferice superioare unde se condensează, cedând căldură aerului.

Îngheţarea picăturilor de apă este însoţită de o nouă degajare de căldură (cca 80 cal/g). În concluzie în procesul de încălzire a aerului atmosferic, rolul principal îl deţin mişcările

verticale şi orizontale ale acestuia. Transmiterea căldurii de la suprafaţa terestră către aerul înconjurător se face în special prin turbulenţă şi prin convecţie.

3.3. VARIATII IN TIMP ŞI SPATIU ALE TEMPERATURII AERULUI.

Temperatura aerului în apropierea suprafeţei terestre variază în funcţie de unghiul de

incidenţă al razelor solare: -cantitatea de radiaţie (căldură, energie) primită de suprafaţa terestră este maximă când

razele soarelui cad perpendicular pe suprafaţa respectivă (Soarele la zenit). -cu cât creşte înclinarea razelor solare, cu atât energia se va repartiza pe o suprafaţă mai

mare, deci aportul de energie pe unitatea de suprafaţă va fi mai mic. Acest lucru este exprimat de legea Lambert (legea sinusului): Intensitatea energiei calorice pe unitatea de suprafaţă variază proporţional cu sinusul

unghiului de incidenţă a razelor solare. Lat 90° la poli, sin 90° = 0 Lat 0° la Ec., sin 0° = 1 (max). In concluzie regiunile intertropicale (ecuatoriale) primesc o cantitate mai mare de energie

calorică faţă de regiunile temperate şi polare pentru că înălţimea Soarelui deasupra orizontului este maximă în timpul anului.

La latitudini polare unghiul de incidenţă al razelor solare este tot timpul mic, aceste regiuni sunt defavorizate, primind mai puţină radiaţie solară (energie calorică) pe cm2.

În concluzie temperatura solului, suprafeţelor acvatice şi aerului (măsurată la 2 m inaltime) este mai mare la ecuator şi mai mică la poli.

1. Considerând acelasi loc de pe glob vom avea următoarele variatii de temperatură: a. periodice: diurnă (zilnica) şi sezonieră; În cazul variaţiei diurne temperatura prezintă un maxim la cca. 2-3 ore după ce soarele a

trecut la meridian (la verticala locului) si un minim inainte de răsăritul soarelui. În cadrul variatiei sezoniere temperatura prezintă 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).

Curentii oceanici modifica temperatura aerului : curentii oceanici calzi determina cresterea temperaturii aerului iar cei reci determina scaderea temperaturii aerului (analiza hărţii distributiei temperaturii pe Glob in luna ianuarie).

Distributia temperaturii la nivelul mării este reprezentată pe hărţile climatologice (exemplul următor) prin izoterme* din 5 în 5ºC.

*Izotermele reprezintă liniile ce unesc toate punctele cu aceeasi temperatură. Variatia temperaturii în înăltime. Temperatura în general scade cu înăltimea. Uneori între sol şi 10 m pot fi variaţii de

temperatură de 5ºC până la 10ºC. În înălţime temperatura scade; peste 5 km, temperatura scade cu 6.5ºC/km până la tropopauză (-45ºC la pol si -80ºC la ecuator).

În atmosferă aerul care urcă se destinde si ca urmare se răceste (în mod adiabatic) iar la miscările descendente se încălzeşte.

Sursa: Pop Gh., 1981

Procese adiabatice. Gradientul temperaturii Gradientul termic vertical reprezintă variatia temperaturii pentru o diferenţă de nivel de

100 m. În meteorologie pentru întocmirea diagramelor aerologice (obtinute în urma sondajelor radio în altitudine), se foloseste, pentru aerul uscat, valoarea de 1ºC/100 m (gradientul adiabatic uscat), iar pentru aerul umed saturat, valoarea de 0.5-0.6ºC/100 m (gradientul adiabatic umed).

În interiorul unei mase de aer care urcă, scăderea de temperatură se realizează după gradientul adiabatic uscat (temperatura scade cu 1ºC/100 m), iar după condensare, scăderea se produce după gradientul adiabatic saturat (temperatura scade cu 0,5ºC/100 m).

Inversiune, izotermie Zona de inversiune este zona în care temperatura creste odată înăltimea. Izotermia este reprezentată de zona în care temperatura este stationară cu cresterea de

înăltime. Cauzele care produc inversiunile si izotermiile sunt multiple: - radiatia nocturnă în noptile senine; - invazii de aer rece care produc inversiuni la sol; - comprimarea aerului, invazii de aer pe diferite straturi, pături de nori, căldura de

condensare a vaporilor de apă; - fronturile meteorologice care produc inversiuni sau izotermii în altitudine. În situatia inversiunilor la sol se produce ceata ce are ca efect micsorararea vizibilitătii.

Amplitudinea termică Amplitudinea termică diurnă este diferenţa, în grade, dintre valoarea maximă şi cea

minimă a temperaturii din cursul unei zile. Amplitudinea oscilaţiilor diurne ale temperaturii constituie o trăsătură de bază a regimului

termic şi depinde de: 1.latitudine, 2.anotimpuri, 3.altitudine, 4.relief, 5.natura suprafeţei 6. nebulozitate 7.vânt. 8.înălţimea Soarelui deasupra orizontului la amiază, care la rândul ei scade pe măsură ce înaintăm spre latitudini superioare.

Amplitudinea diurnă a temperaturii este mai mare în regiunile deşertice subtropicale şi scade spre cei doi poli.

Ex. -zona tropicală prezintă amplitudini diurne de aproximativ 12°C -zona temperată de 8-9°C -regiunile subpolare de 3-4°C -regiunile polare 1-2°C. La latitudini mijlocii şi superioare amplitudinea diurnă este mai mare vara (8-12°C) şi mai

mică iarna (2-4°C), în funcţie de înălţimea Soarelui la amiază. La poli, în timpul zilei polare, amplitudinea diurnă este în jur de 1°C, iar în timpul nopţii

polare oscilaţiile dispar. În anotimpurile de tranziţie amplitudinile pot atinge câteva grade. În zona intertropicală, deşi amplitudinea diurnă prezintă variaţii mici, se înregistrează totuşi,

în regiunile deşertice din această zonă cele mai mari amplitudini (20-22°C).

Amplitudinea termică anuală este diferenţa în grade dintre temperatura medie a lunii celei mai calde şi a lunii celei mai reci a anului reprezintă.

Ea depinde de latitudine: paralel cu creşterea latitudinii, cresc şi amplitudinile anuale ale temperaturii, atingând valorile cele mai ridicate în regiuni polare, mai ales pe continente. Aici, la înălţimea Soarelui deasupra orizontului, la amiază, este din ce în ce mai mică, iar inegalitatea zilelor şi a nopţilor în timpul anului este mare.

Cele mai mici amplitudini termice anuale se înregistrează pe mări sau zone de litoral şi pe insulele cu suprafeţe mici, iar cele mai mari pe continente.

Bibliografie:

1.Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC,

2008. 2.Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluvială, Editura ExPonto, Constanţa, 2001 (cap. 3.1) 3.Pop Gh., Introducere în meteorologie şi climatologie, Editura Ştiinţifică şi Enciclopedică,

Bucureşti, 1988 (cap.3.2, 3.3).

4. APARATE ŞI INSTRUMENTE FOLOSITE PENTRU MĂSURAREA TEMPERATURII AERULUI.

4.1. Scări termometrice Intervalul dintre cele două puncte termice de referinţă reprezintă scara

termometrică, intervalul împărţit într-un număr variabil de părţi egale, fiecare dintre ele reprezentând un grad de temperatură. Sunt cunoscute mai multe scări de temperatură:

1.-scara Celsius introdusă de astronomul şi fizicianul suedez Anders Celsius în 1742, este divizată de la 0-100°C, în 100 de părţi egale;

2.-scara Fahrenheit împărţită în 180 dc părţi egale (32-212°). Intre cele 2 scări de temperatură apare o relaţie dc egalitate, de forma:

C = F-32 100 180 Simplificând, proporţiile de mai sus, devin: C = F-32 5 9 3.-scara Kelvin este o unitate de măsură pentru intervalele de temperatură, egală cu

1/273,15 din temperatura absolută a punctului triplu al apei. La această scară se notează cu 0°K cea mai coborâtă temperatură posibilă (-273,15°C). Mărimea gradelor de temperatură în scara Kelvin este egală cu cea a gradelor din scara Celsius (1°K=1°C), deosebirea fiind dată de locul de marcare al valorii zero.

4.2. Lichide termometrice 1. Mercurul este un metal lichid de culoare alb-argintie. Hidrargirul Hg (argintul

viu) are punctul de îngheţ la -38,87°C şi punctul de fierbere la 356,95°C. Are un coeficient de dilatare foarte mare, fiind adesea utilizat în termometrele cu care se măsoară temperaturi ridicate (ordinare şi de maximă).

2. Alcoolul are punctul de fierbere la 78,5°C iar punctul de îngheţ la -117,3°C, fiind folosit la măsurarea temperaturilor minime.

4.3.Instrumente si aparate de masura a temperaturii aerului Termometrul meteorologic ordinar (psihrometric) Constructie: Este alcătuit dintr-un rezervor cu mercur, un tub capilar de sticlă şi o scara termometrică

confecţionată din porţelan. Scara termometrică divizată în grade şi zecimi de grad are ca limite -35°C şi 55°C sau 60°C. Instalare: pe un stativ special în primul adăpost meteorologic, fiind folosit la determinarea

temperaturii şi umezelii aerului. Din acest motiv şi denumirea de „termometru uscat" sau „psihrometric".

Observatii: Mai întâi se citesc zecimile de grad şi apoi gradele întregi. In perioadele când temperatura aerului scade sub -25°C este obligatoriu să se facă determinări comparative atât la termometrul ordinar cât şi la termometrul de minimă, întrucât indicaţiile termometrului „uscat" nu mai prezintă siguranţă. Cand temperatura aerului este sub -36°C, observaţiile se fac numai la termometrul de minimă.

Termometrul de maximă Se foloseşte pentru măsurarea celei mai ridicate temperaturi a aerului dintr-un anumit

interval de timp, fiind un termometru cu mercur. Constructie: Termometrul de maximă se deosebeşte de cel ordinar prin dimensiunea sa

mai redusă, scara fiind divizată din 0,5°C în 0,5°C (având o precizie mai redusă decât în cazul celui ordinar), între limitele de -30°C şi +50°C (sau peste).

Determinarea celei mai ridicate temperaturi a aerului se bazează pe o particularitate de construcţie care constă într-o îngustare a tubului capilar prin intermediul unui dinte (ştift) de sticlă sudat la partea inferioară a rezervorului. Această îngustare este un orificiu inelar, foarte îngust, prin care hidrargirul din rezervor poate urca, sub formă de picături, în tubul capilar, atunci când temperatura creste (se generează o forţă de dilatare). Când temperatura aerului scade, mercurul nu se poate retrage în rezervor, deoarece în dreptul orificiului inelar forţa de frecare este mai

mare decât forţa de coeziune a hidrargirului. Astfel, coloana termometrică va rămâne în dreptul diviziunii celei mai mari temperaturi produse în intervalul dintre două observaţii.

Instalare: în primul adăpost meteorologic, uşor înclinat spre rezervor. Observatii După înscrierea valorii citite, termometrul de maximă se scoate din

suport şi se scutură la fel ca un termometru medical, până când coloana se întregeşte.

Termometrul de minimă măsoară cea mai scăzută temperatură a aerului dintr-un anumit interval de timp, fiind un termometru meteorologic cu alcool.

Constructie: -are dimensiuni mai mari ale rezervorului ce-i conferă o inerţie mai mare, ferindu-l de

influenţa microoscilaţiilor termice momentane; -forma rezervorului cu alcool este diferita dar cu suprafata marita de contact cu aerul; -în tubul capilar se afla un indice mobil de sticla, cu capetele bombate, ce se poate

deplasa în interiorul coloanei de alcool numai in sens retrograd (spre rezervor), adică numai atunci când temperatura aerului scade şi deci, când alcoolul se contractă şi se retrage în rezervor. Acest lucru este posibil deoarece forţa de frecare a capetelor sale de pereţii tubului capilar este mai mică decât forţa de rezistenţă a peliculei superficiale.

Temperatura minimă a aerului este dată de diviziunea de pe scara termometrică de la capătul din dreapta al indicelui (capătul opus rezervorului).

Instalare : în primul adăpost meteorologic, in stativul de termometre, în poziţie orizontală, cu piesa receptoare orientata spre stânga, faţă de observator.

Observatii: După notarea valorii temperaturii minime, termometrul se „operează": se întoarce cu rezervorul în sus pentru ca indicele să se deplaseze în interiorul tubului capilar, până ajunge la capătul coloanei de alcool.

Termometre înregistratoare (Termografe) Instalare: Termografele se instalează în cel de-al doilea adăpost meteorologic (împreună cu

higrografele), având piesa receptoare la 200 cm deasupra suprafeţei active. Ele înregistrează în mod continuu.

Sunt formate din trei părţi principale: 1.partea receptoare care percepe variaţiile de temperatură; 2.partea transmiţătoare ce transmite şi amplifică deformarea piesei receptoare; 3.partea înregistratoare ce cuprinde un tambur cilindric în interiorul căruia se găseşte un

mecanism cu ceasornic; pe acest tambur se prinde o termograma, care se schimbă zilnic sau săptămânal, în funcţie de etalonarea mecanismului cu ceasornic.

1.La termografele cu lamă bimetalică piesa receptoare este o lamă bimetalică curbată, rezultată din sudarea a două lame de metale cu coeficienţi de dilatare diferiţi. In funcţie de variaţiile de temperatură, cele 2 lame se deformeaza diferit.

2.Deformarile se transmit şi se amplifică de sistemul de pârghii de care se leagă şi care face legătura cu cel înregistrator.

3.Termograma este diagrama pe care peniţa înregistratoare înscrie variaţiile continue ale temperaturii aerului. Pe suprafaţa sa sunt trasate linii drepte orizontale ce indică gradele de temperatură şi linii curbe verticale care indică timpul (minute, ore, zile).

Bibliografie Tişcovschi A. , Diaconu DC, Meteorologie si Hidrologie. Lucrări practice. Edit Univ. Buc, 2004.

Termogr

UMEZEALA AERULUI

5. VAPORII DE APĂ DIN ATMOSFERĂ. PROCESE FIZICE DE

TRANSFORMARE. MARIMI HIGROMETRICE.

5.1. Vaporii de apă din atmosfera terestră. Procese fizice de transformare. Apa din atmosfera terestră se găseşte în trei stări de agregare: gazoasă (vapori), lichidă

(ceaţă, nori, precipitaţii lichide) şi solidă (cristale de gheaţă sau fulgi de zăpadă, grindină, depuneri de gheaţă etc.). Sub influenţa variaţiilor de temperatură, cele trei stări pot trece din una în alta sau pot coexista. Starea de echilibru în care cele trei stări pot coexista se numeşte punct

triplu şi se realizează la temperatura t= 0.0096 C şi presiunea (tensiunea vaporilor) p=6.1 mb. Principala sursă a vaporilor de apă din atmosferă o constituie mările şi oceanele: din

totalul apei evaporate de la suprafaţa Globului, 86% revine mărilor şi oceanelor şi 14 % suprafeţelor continentale.

Trecerile dintr-o fază a apei în alta se realizează prin evaporare, condensare, sublimare, îngheţare, topire.

Evaporarea reprezintă trecerea apei din faza lichidă în faza gazoasă. Procesul se desfăşoară cu consum de energie numită căldură latentă de vaporizare.

Vaporii de apă rezultaţi sunt absorbiţi de atmosferă în funcţie de umiditatea şi temperatura aerului. Atmosfera nesaturată primeşte o cantitate mai mare de vapori atunci când aerul este cald şi mai mică atunci când aerul este rece. Dacă creşte temperatura aerului se ridică şi limita de saturaţie. Schimbările de temperatură pot face ca o atmosferă saturată să devină nesaturată şi invers: dacă creşte temperatura masa de aer devine nesaturată; dacă scade temperatura, masa de aer devine saturată.

Evaporarea depinde şi de viteza vântului: creşte odată cu creşterea vitezei vântului. Evaporarea este mai mare deasupra oceanelor decât deasupra uscatului.

Condensarea reprezintă trecerea apei din faza gazoasă în faza lichidă şi se datorează în

principal scăderii temperaturii aerului. Condiţiile necesare producerii condensării sunt : 1.-Asigurarea stării de saturaţie cu vapori de apă şi răcirea masei de aer, respectiv

scăderea temperaturii până la valoarea punctului de rouă; 2.-Existenţa nucleelor de condensare. 1.Condiţia fundamentală pentru producerea condensării este răcirea aerului. Se poate

produce prin: 1.1.-răcirea directă prin radiaţie a suprafeţei terestre sau acvatice. Procesul este frecvent noaptea în condiţii de cer senin. Dacă temperatura suprafeţei terestre sau a corpurilor care plutesc pe suprafeţele acvatice atinge punctul de rouă, condensarea se produce direct pe acestea.

1.2.-răcirea prin advecţie a unei mase de aer cald deplasată peste o suprafaţă rece (de exemplu deplasarea aerului cald peste suprafeţe acvatice străbătute de curenţi reci);

1.3.-amestecul a două mase de aer cu umiditate mare dar cu temperaturi diferite; 1.4.-răcirea adiabatică a aerului în mişcare ascensională. La o anumită înălţime aerul

umed atinge punctul de rouă, după care începe condensarea.

2.Nucleele de condensare: sunt particule microscopice, cu proprietăţi higroscopice, solide şi lichide, aflate în suspensie în aer, de natură şi provenienţă diferite. Sunt formate din pulberi de origine minerală, vulcanică, industrială,sare marină etc. Mărimea nucleelor este variabilă, diametrul = 0.1 şi 5-6 microni, concentraţia lor variază de la cîteva mii până la zeci de mii pe cm cub de aer.

5.2. Mărimi higrometrice

a) Tensiunea vaporilor de apă (e) [mb], [hPa] etc. Este presiunea exercitată de vaporii de apă în cadrul presiunii generale a atmosferei. Tensiunea maximă de saturaţie a vaporilor de apă (E) este tensiunea vaporilor care saturează aerul la o temperatură dată. Dacă e < E aerul este nesaturat cu vapori de apă; e = E aerul este saturat cu vapori de apă; e > E aerul este suprasaturat cu vapori de apă. b) Umezeala absolută (a) se măsoară în [g/m3] şi este cantitatea de vapori de apă, exprimată în grame, raportată la un volum de 1 m3 de aer. Exprimă chiar densitatea vaporilor de apă. Umezeala absolută maximă A este cantitatea de vapori necesară pentru a satura aerul la o temperatură dată. c) Umezeala relativă (r) se măsoară în [%]

100E

er

; 100

A

ar

Dacă e atinge valoarea E, r =100%

d) Punctul de rouă ( ) se măsoară în [ C] şi este temperatura la care vaporii de apă dintr-un volum saturează aerul. Când tensiunea vaporilor e atinge valoarea maximă (E)

şi temperatura aerului devine egală cu , orice scădere a temperaturii masei de aer vadetermina condensarea vaporilor. e) Deficitul de saturaţie D se măsoară în [mb] D= E-e

Bibliografie:

Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluvială, Editura ExPonto, Constanţa, 2001

6. APARATE ŞI INSTRUMENTE FOLOSITE PENTRU MĂSURAREA UMIDITĂŢII AERULUI.

6.1. Metoda psihrometrică: se masoara indirect (prin calcul) e - tensiunea vaporilor

de apa. Pe baza valorii calculate a lui e, se extrag apoi din tablele psihrometrice valori ale

celorlalte marimi higrometrice (r, a, D, ζ). Psihrometrele Constructie: -doua termometre identice, unul avand rezervorul acoperit cu tifon care se umezeste in

timpul efectuarii masuratorilor (termometrul “umed”) , iar celalalt masoara temperatura aerului in mediu uscat (termometru “uscat”).

-o morisca care se pune in functiune dupa umezirea tifonului; are rol de a antrena aerul la nivelul rezervorului pentru a grabi evaporarea.

Functionare: -Pe tifonul umezit se produce evaporarea (cu consum de energie). Temperatura indicata

de termometrul umed va fi deci mai mica decat cea indicata de termometrul uscat al psihrometrului. Diferenta de temperatura dintre cele doua termometre (diferenta psihrometrica) este cu atat mai mare cu cat aerul este mai uscat, iar evaporarea mai intensa .

Observatii: Tensiunea reala a vaporilor de apa (e) se determina dupa relatia :

e = E’- A x p (t- t’) E’ – tensiunea maxima a vaporilor de apa la temperatura suprafetei evaporate. A – constanta psihrometrica care depinde de viteza curentului de aer din jurul rezervoarelor termometrelor p- presiunea atmosferica ; t- temperatura indicata de termometrul “uscat”; t’-temperatura indicata de termometrul “umed”.

6.2. Metoda higrometrica: se determina direct r (umezeala relativa). Higrometrele si higrografele. Higrometrele de absorbtie cu fir de păr se bazeaza pe proprietatea firului de par uman

de a se alungi cand umezeala aerului creste si de a se scurta cand umezeala scade. In higrometrie se folosesc de regula fire de par omenesc blond ce prezinta un numar

foarte redus de pigmenti , ce le confera o sensibiltate mai mare fata de variatiile umezelii aerului.

Firele de par sunt supuse inainte de utilizare unor proese de spalare, degresare si sunt apoi testate in camere higroscopice.

Constructie: -Piesa receptoare este un fir de par omenesc , blond si degresat care iti modifica

lungimea in functie de cantitatea de vapori de apa absorbita si condensate in porii sai liberi . In functie de variatiile starii de umiditate a aerului , acul higrometrului se deplaseaza dinspre stanga spre dreapta cand gradul de umezeala a aerului este in crestere si , de la dreapta la stanga atunci cand umezeala aerului este in scadere . -Cele mai importante alungiri ale firului de par se produc la valori ale umezelii aerului cuprinse intre 0 si 45% , iar pe masura ce aceasta creste , firul de par se lungeste din ce in ce mai putin , avand o sensibilitate mai redusa . De aceea scara aparatului nu are diviziuni egale: acestea sunt mai departate la valori sub 45% ale umezelii relative si mai dese la valori de 45-100%.

Higrografele (higrometre inregistratoare) sunt formate ca si in cazul termografelor din trei parti componente :

-Partea receptoare cuprinde un manunchi sau mai multe manunchiuri de fire de par omenesc blond si degresat ce pot fi dispuse orizontal sau vertical in functie de tipul higrografului

-Partea transmitatoare este data de un sistem de parghii care amplifica si transmit deformarile suferite de manunchiul de fire;

-Partea inregistratoare alcatuita din tamburul cilindric pe care se infasoara diagrama si care prin itermediul unui mecanism cu ceasornic efectueaza o turatie complete in 24 de ore , la higrografele zilnice sau de o saptamana , la cele saptamanale.

Bibliografie: Tişcovschi A. , Diaconu DC, Meteorologie si Hidrologie. Lucrări practice. Edit Univ. Buc,

2004. www.russell-scientific.co.uk www.wikipedia.org

7. NORII. NEBULOZITATEA.

FENOMENELE ATMOSFERICE.

7.1. Norii sunt rezultatul procesului de condensare şi cristalizare din atmosfera liberă,

fiind sisteme coloidale formate din picături de apă şi cristale de gheaţă, în stare de suspensie sau semisuspensie, formaţi ca urmare a condensării la diferite înălţimi, într-un spaţiu saturat.

Condiţiile de formare ale norilor sunt scăderea temperaturii aerului până la atingerea temperaturii punctului de rouă, umiditatea relativă de 100% şi existenţa moleculelor de condensare în jurul cărora se produce condensarea şi sublimarea vaporilor de apă.

Dimensiunile picăturilor de apă sau a cristalelor de gheaţă variază de la 3-4 până la 200 microni astfel încât acestea să fie capabile să învingă forţa curenţilor ascendenţi. Creşterea dimensiunilor picăturilor de apă se face prin contopirea particulelor mici sau transformarea celor existente în nuclee de condensare. În general norii sunt formaţi din picături de apă în stare de

suprarăcire, precum şi din cristale de gheaţă la temperaturi mai mici de -10 C. În cadrul fiecărui nor există trei nivele, în funcţie de cantitatea de vapori de apă şi de

condiţiile existente. 1. nivelul de condensare - nivelul la care masele de aer sunt saturate, temperatura masei

de aer T atingând valoarea punctului de rouă : T = (temperatura punctului de rouă); 2. nivelul de izotermie – masele de aer continuă să se ridice atingând acest nivel t= ct.

(există un echilibru al maselor de aer ce urcă şi coboară) ; 3. nivelul de convecţie – masele de aer urcă până când ajung la temperatura acestui

nivel. Clasificarea norilor : -după formă: -nori stratificaţi. Denumirea se încheie cu cuvântul ,,stratus” (din lat.sternere = a turti) şi

sunt sub forma unor straturi de diferite culori; -nori cumuliformi. Denumirea se încheie cu cuvântul ,,cumulus“ (din lat. Cumulus =

grămadă) şi sunt sub forma unor îngrămădiri de particule. Aceşti nori nu dau precipitaţii; -nori ondulaţi se formează atunci când masa de aer în deplasare trece peste mai multe

culmi muntoase; -nori filamentoşi au formă de filamente, se formează la înălţimi mari şi se compun din

cristale de gheaţă, prevestesc înrăutăţirea vremii. -după geneză:

- nori convectivi se formează în zona caldă, în fiecare zi, cu extindere mare pe verticală, iar la latitudini medii iau naştere vara şi dau ploi torenţiale;

- nori frontali sunt cei mai des întâlniţi şi însoţesc fronturile atmosferice; - nori de radiaţie se formează în timpul nopţii, până la răsăritul Soarelui în urma răcirii

aerului, fiind nori de mică înălţime, dispar după răsăritul Soarelui. -după compoziţie : - nori formaţi din picături de apă (apoşi) se formează până la 6000 m; - nori formaţi din cristale de gheaţă : de la 6000 m în sus; - nori micşti (2000-6000 m) cu apă şi gheaţă. -după altitudine (înălţimea bazei norului): 1.Norii superiori (CH) se formează de la 6000 m în sus, sunt de culoare albă, formaţi din

cristale de gheaţă, sunt nori frontali, nu dau precipitaţii dar prevestesc înrăutăţirea vremii, nu reduc strălucirea Soarelui sau a Lunii.

Cirrus (Ci) – nori filamentoşi, fibroşi, apar cu ~1000Km înaintea frontului, prevestind înrăutăţirea vremii (Cirrus uncinus - Ci unc)

Cirrostratus (Cs) – nori frontali, cu cristale de gheaţă, de forma unor pânze stratificate, ce pot acoperi parţial sau total cerul. Apar imediat după norii Cirrus. Suprapuşi peste Soare dau fenomenul numit ,,halo”.

Cirrocumulus (Cc) – apar sub forma unor grămezi mărunte, apar şi dispar repede, însoţind norii Cirrus. Sunt compuşi numai din cristale de gheaţă. 2.Norii mijlocii (CM) se formează între 2000-6000 m altitudine, au culoare alb-cenuşie, fiind alcătuiţi din cristale de gheaţă şi apă.

Altostratus (As) – de culoare cenuşie sub formă de pânze, se văd ca nişte pete luminoase când acoperă Soarele şi Luna, sunt nori frontali, care dau precipitaţii.

Altocumulus (Ac) – grămezi de culoare cenuşie, care nu dau precipitaţii şi apar coloraţi în roşu seara şi dimineaţa (Altocumulus lenticularis dau precipitaţii cu picături mari şi rare). 3.Norii inferiori (CL) se formează până la 2000 m. Sunt alcătuiţi numai din picături de apă, au culoarea cenuşie şi în general dau precipitaţii obişnuite :

Stratus (St) – se formează la cea mai mică altitudine, se confundă cu pâcla, de foarte multe ori sunt sub forma unor straturi întunecate suprapuse, dau precipitaţii sub formă de burniţă.

Nimbostratus (din lat. Nimbus = nor din care cade ploaie) - (Ns), se formează în etajul inferior, iar vârfurile lor trec în etajul mijlociu (1500-2000 m).

Stratocumulus (Sc) sunt sub formă de grămezi stratificate, se formează numai seara şi dimineaţa, nu dau precipitaţii şi indică vreme bună sau în curs de îmbunătăţire. 4.Norii cu dezvoltare pe verticală (CL) sunt nori convectivi, a căror bază poate fi la 150-200 m, iar vârfurile lor la peste 8000 m.

Cumulus (Cu) – sunt sub forma unor grămezi cu baza întunecată şi vârfurile albe, apar după-amiaza, au dezvoltare verticală şi apoi se extind pe orizontală. Indică o vreme frumoasă (norii Congestus dau ploi de scurtă durată – 3 minute, cu picături foarte mari).

Cumulonimbus (Cb) – se extind pe verticală, sunt nori de furtună cu baza întunecată şi vârfuri albe, partea superioară luând frecvent formă de nicovală. Baza poate fi la 500 m iar vârful la peste 7500 m şi dau averse cu descărcări electrice. Din bazele inferioare ale norilor se desprind tornadele (pe uscat), trombele marine (pe mare), deplasându-se cu viteze foarte mari şi fiind caracteristice zonelor ecuatoriale.

Ci

Cs

Cc

................................................................................................................................. As

Ac

Ns

..................................................................................................................................... St

Sc

........................................................................................................................................

Cu

Cb

.........................................................................................................................................

Repartiţia pe verticală a diferitelor genuri de nori

XXXXX particule în stare lichidă \\\\\\\\\\\\\ particule în stare solidă

Nebulozitatea reprezintă gradul de acoperire a cerului cu nori şi se exprimă prin intermediul unei scări de la 0 la 8 sau de la 0 la 10 (optimi sau zecimi de cer acoperit). Semnele convenţionale folosite pe hărţi pentru reprezentarea nebulozităţii sunt:

Semnele convenţionale folosite pentru reprezentarea pe hărţile meteorologice la sol a norilor sunt:

Bibliografie 1.Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC, 2008. 2.Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluvială, Editura ExPonto, Constanţa, 2001. 3.Pop Gh., Introducere în meteorologie şi climatologie, Editura Ştiinţifică şi Enciclopedică, Bucureşti, 1988. 4.www.metoffice.gov

7.2. FENOMENELE ATMOSFERICE

1.Hidrometeorii constau dintr-o aglomerare de particule de apă lichide sau solide, în

cădere sau în suspensie în atmosferă, spulberate de vânt de la suprafaţa solului, depuse pe obiectele de pe sol sau aflate în atmosfera liberă.

Se împart în patru grupe în funcţie de procesele fizice care le dau naştere: a.Precipitaţiile atmosferice solide sau lichide, care cad sau constituie virga (precipitaţii

care se evaporă în cădere): ploaie (averse), burniţă, ninsoare, lapoviţă, măzăriche, granule de gheaţă, grindină.

b.Suspensiile de particule lichide sau solide de apă în atmosferă: ace de gheaţă, ceţuri (cu cer vizibil/invizibil, densă, slabă etc).

c. Particule lichide sau solide de apă ridicate de vânt de la suprafaţa solului : transport de zăpadă la sol, în altitudine, viscol, trombă.

d. Particule lichide sau solide de apă care se produc pe suprafaţa solului sau pe diverse obiecte : rouă, brumă, chiciură, polei. Termenii folosiţi în buletinele meteorologice recepţionate în lb. Engleză la bordul navei pentru meteori sunt :

Ploaie = rain Averse de ploaie = showers (of rain) Burnita = drizzle Ninsoare = snow Averse de ninsoare = showers of snow Lapovita = rain and snow Mazariche = snow grains, small hail Granule de gheata = ice grains; zapada grauntoasa = ice pellets Grindina = hail Ceata = FOG Ace de gheata (ceata cu ace de gheata) = type of fog (diamond dust) Aer cetos = type of fog (mist) Ceata densa la sol=thick fog Transport de zapada la sol = drifting snow Transport de zapada in altitudine = blowing snow Viscol = blizzard

Tromba marina = water spout Roua = dew Bruma = white frost Chiciura = rime Polei = ice, frost

2.Litometeorii sunt particule solide de natură minerală aflate în suspensie în atmosferă ca : pâcla, praful, nisipul, fumul sau particule transportate de vânt, formând uneori furtuni de praf sau de nisip, vârtejuri de praf sau nisip etc.

a. Suspensii: pâclă, praf, nisip, fum b.Ridicaţi de pe sol: transport , vârtej, furtună de praf sau nisip. Termenii folosiţi în buletinele meteorologice recepţionate în lb. Engleză la bordul navei pt

litometeori sunt : Fum = smoke Pacla = haze Transport de praf sau nisip = dust or sand transport Vartej/furtuna de praf sau nisip = dust or sand whirl/storm

3.Fotometeorii sunt fenomene luminoase ce au loc în atmosferă. Se produc prin

refracţia, difracţia sau interferenţa luminii solare sau a Lunii când razele trec prin atmosferă, prin nori, ceaţă.

Haloul este un cerc colorat în jurul Soarelui sau Lunii cu raza unghiulară de 22 sau 46 grade. Se formează în prezenţa norilor Cirrostratus care conţin ace fine de gheaţă.

Curcubeul are forma unor grupuri de arcuri concentrice diferit colorate ca rezultat al fenomenelor de refracţie şi reflexie suferite de razele de solare în picăturile de apă dintr-un nor de ploaie sau dintr-o masă ceţoasă.

Mirajul constă în apariţia imaginilor obiectelor aflate la mari distanţe după orizontul vizibil (insule, nave, oaze) sau apariţia imaginii răsturnate a obiectelor vizibile. Cauza principală este difracţia luminii în atmosferă cu distribuţie anormală a densităţii aerului cu înălţimea. Mirajul inferior se formează când stratul de aer din apropierea suprafeţei terestre este puternic încălzit, iar deasupra acestiua sunt straturi mai reci, deci densitatea aerului creşte cu înălţimea. Imaginea virtuală, răsturnată, apare sub obiectul răsturnat la orizont. Este frecvent întâlnit în deşerturi, sau în timpul verii la latitudini medii.

Mirajul superior se observă când densitatea aerului scade cu înălţimea, jos este un strat de aer mai rece şi mai dens, iar deasupra lui straturi de aer mai calde şi mai puţin dense. Imaginea virtuală şi răsturnată apare deasupra obiectului situat la orizont sau chiar sub orizont. Este caracteristic în zonele mărilor reci, polare, a întinderilor acoperite cu gheaţă sau zăpadă. Mirajul multiplu, sau Fata Morgana, o complexitate de miraje, cu imagini variabile în timp şi spaţiu, fiind determinat de o refracţie şi reflexie totală, apare cînd straturile de aer cu diferite densităţi îşi schimbă poziţia. Mişcându-se încet fără a se amesteca, păstrând deci imaginea intacta a obiectului, dar cu marginile dublate sau uşor unduite.

Coroanele (solară, lunară) apar sub forma unor cercuri luminoase şi colorate în jurul soarelui şi lunii, provocate de un strat subţire de nori ca urmare a difracţiei luminii prin picăturile de apă întrepuse între astru şi ochiul observatorului. Dacă picăturile de apă au acelaşi diametru, lumina albă este difuzată pe inele concentrice. Sunt fenomene care anunţă ploaie.

Fenomenul Gloria ia naştere când un observator se găseşte între Soare şi un nor sau un strat de ceaţă, umbra observatorului se proiectează pe nor (ceaţă) mărită (dublată sau triplată, datorită conului de lumină).

Inelul Bishop apare sub forma unui cerc roşu închis, centrat pe Soare sau pe Lună, cu o

rază sferică de 10-40 . Este consecinţa difracţiei suferită de radiaţiile luminoase în prezenţa unei mari cantităţi de praf pe unitate de volum, în straturile înalte ale atmosferei.

Termenii folosiţi în buletinele meteorologice recepţionate în lb. Engleză la bordul navei pt

fotometeori sunt : Halo = halo Irizatii = irisations Curcubeu = rainbow Coroana solara/lunara = corona Gloria = Glory Miraj = mirage

4.Electrometeorii (sursa Pescaru, 2005) Sunt manifestări vizibile sau sonore ale electricităţii atmosferice. Ele pot corespunde unor

descărcări electrice discontinue (fulgerul, tunetul) sau unor descărcări mai mult sau mai puţin continue (aurorele polare). Descărcările electrice discontinue produc fenomenul de oraj (fulgere însoţite de tunete), denumit în lb. engleză thunderstorm (furtună convectivă cu descărcări electrice, însoţită sau nu de precipitaţii). Fulgerele sunt descărcări electrice determinate de diferenţa de potenţial electric*, creat de sarcinile electrice diferite, dintre un nor şi suprafaţa terestră, dintre doi nori situaţi la înălţimi diferite, dintre două extremităţi ale aceluiaşi nor şi mai rar, chiar între un nor şi o porţiune a cerului lipsită de nori.

*Picăturile de apă ce formează norii conţin o anumită cantitate de electricitate, deci şi norul respectiv va fi încărcat din punct de vedere electric. Picăturile de apă conţin în centru electricitate pozitivă, iar la suprafaţă electricitate negativă. Sarcinile electrice ale particulelor noroase nu sunt distribuite uniform în masa norului. Cele mai multe şi mai mari sarcini electrice le are norul orajos, cu mare dezvoltare pe verticală, de tip Cumulonimbus. Datorită separării şi concentrării sarcinilor electrice de semn contrat în diferite părţi ale norului, se crează câmpuri electrice puternice, în interiorul şi exteriorul norului. Aceasta face ca între diferite părţi ale unui nor sau între nor şi suprafaţa terestră să producă descărcări electrice.

Majoritatea fulgerelor se produc vertical sau oblic. Din zonele încărcate cu electricitate negativă începe să se scurgă electricitatea, printr-un „canal de scurgere”, cu un diametru de până la 60 cm, în direcţia zonelor cu electricitate pozitivă. Între aceste părţi se produce o descărcare electrică, de culoare albăstruie, cu durată de fracţiuni de secundă, ce străbate distanţe de la câteva sute de metri la câţiva kilometri. Un fulger, în canalul de scurgere dezvolta o temperatură de aproximativ 18 000° C, o tensiune de peste 1 000 000 volţi şi o intensitate de 200000 amperi. Funcţie de aspectul descărcării, fulgerele pot fi liniare, sub formă de boabe sau mărgele, globular.

Tunetele sunt zgomote puternice, sub formă de bubuituri sau huruit continuu, care însoţesc fulgerele. În timpul descărcării electrice, deci la producerea fulgerului, se produce o încălzire foarte rapidă şi puternică a aerului pe direcţia de descărcare a fulgerului. Din cauza unei astfel de încălziri aerul îşi măreşte volumul ca în cazul unei explozii şi se răspândeşte în toate direcţiile, cu o viteză iniţială de 15 km/s; viteza se micşorează foarte mult pe parcurs, transformându-se într-o undă normală de sunet, scăzând rapid şi temperatura din canalul de scurgere. În timpul răcirii, aerul din canal se comprimă brusc, provocând cel de-al doilea zgomot. Aceste zgomote sunt reflectate de nori, de suprafaţa terestră şi de obiectele de pe această suprafaţă, producând un ecou repetat, determinând tunete prelungite. Fulgerul şi tunetul se produc în acelaşi timp, dar datorită vitezei de deplasare în spaţiu a luminii, 300 000 km/s şi a sunetului, 330 m/s, se vede întâi fulgerul şi apoi se aude tunetul. Trăsnetele iau naştere când descărcarea electrică se produce între nori şi suprafaţa terestră, sau obiecte de pe această suprafaţă. Dacă norii au baza aproape de suprafaţa terestră, suprafaţa aflată sub ei se electrizează prin inducţie. Părţile inferioare ale norilor conţin de obicei electricitate negativă. Suprafaţa terestră, datorită căderii picăturilor de ploaie ce conţin electricitate pozitivă, se încarcă cu electricitate de acest semn. Între nori şi pământ, se produce în pemanenţă un schimb de sarcini. Fiind atrasă de sarcina negativă a norului, electricitatea pozitivă a pământului va fi concentrată, mai ales, în părţile cele mai înalte, turnuri, coşuri de fabrici, acoperişuri de clădiri. Cu cât construcţia este mai înaltă, cu atât stratul de aer izolator este mai mic, favorizând apariţia descărcării electrice. Lungimea unui trăsnet poate fi până la 3 km şi durata de zecimi de secundă. Trăsnetele sunt atrase de toate corpurile bune conductoare de electricitate de pe Pământ, însă întodeauna va alege direcţia cu conductibilitate electrică cea mai mare şi de aceea rareori cade în linie dreptă. Noţiunea de oraj se utilizează în locul celei de furtună, denumind, de fapt, manifestările electrice din atmosferă, ce însoţesc aversele de ploaie, din norii Cumulonimbus. Aurorele polare sunt fenomene de luminiscenţă a gazelor rarefiate din atmosfera înaltă, provocate de fluxul plasmei solare. Particulele elementare din plasma solară, încărcate electric, se ciocnesc de atomii şi moleculele de aer, puternic ionizate, din termosferă, rezultatul fiind fenomenele luminoase sub formă de draperii, benzi, arcuri, raze, în continuă mişcare, de culori diverse, numite aurore boreale, în emisfera nordică şi aureole australe, în emisfera sudică. Predomină culorile roşu intens, galben, alb-gălbui, verde albastru, specifice gazelor atmosferice, stiut fiinf faptul că diferite gaze dau lumini diferite, de exemplu, argonul dă o lumină albastră, iar neonul, o culoare roşie. Faptul că se manifestă cel mai vizibil şi frecvent în regiunile polare, este urmarea rolului de uriaş magnet pe care-l joacă Pământul, determinând în jurul său un câmp magnetic, spre cei doi poli magnetici.

Termenii folosiţi în buletinele meteorologice recepţionate în lb. Engleză la bordul navei pt

fotometeori sunt : Fulger = lightning Tunet = thunder Oraj = thunderstorm Aurora polara = aurora

Bibliografie 1. Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC,

2008. 2.Pescaru C., Pescaru Al., Meteorologie marină, Editura Nautica, Constanţa, 2005

(Electrometeorii)

8. CEŢURILE ŞI VIZIBILITATEA.

CONDENSAREA LA NIVELUL SUPRAFEŢEI TERESTRE.

8.1. Ceţurile (Condensarea în atmosfera inferioară) Daca vizibilitatea, in directie orizontala, se reduce sub 1 km, aglomerarea produselor de condensare din straturile atmosferice inferioare dau fenomenul de ceaţă. Cand densitatea produselor de condensare este mica, iar vizibilitatea orizontala este sub 10 km, dar peste 1 km, avem fenomenul de aer ceţos.

Pâcla poate fi cauzată de acumularea impurităţilor solide in aer, care favorizeaza condensarea. Se deosebeste o pâclă umedă, când umezeala relativa este mai mare de 70% si o pâclă uscată, când umezeala relativa este sub 70%.

Ceţurile se formează, de obicei, la o umezeala relativa a aerului sub 100%, deoarece in asemenea situatii exista in aer un exces de nuclee de condensare active. La temperaturi foarte joase, sub -30°C, microcristalele de gheata, care alcatuiesc ceata, se pot forma prin sublimare la umiditati relative de sau chiar sub 80%, deoarece in aceasta situatie, starea de saturatie fata de gheata este mai coborâtă decât deasupra apei lichide.

Pentru ca ceaţa să se menţină este necesar ca după formarea ei, tensiunea vaporilor să depăşească saturaţia, în raport cu particulele care o alcătuiesc.

Cele mai importante condiţii de formare a ceţii sunt deci: -existenţa unei mase de aer saturat cu vapori de apă -scăderea temperaturii până la atingerea punctului de rouă -existenţa unui vânt slab sau calm. Ceaţa poate fi alcatuită din picături foarte fine de apă sau din microcristale de gheaţă sau

din ambele, dependent de condiţiile de temperatură din timpul condensării. Picăturile de ceaţă se pot menţine în stare de suprafuziune până la -20°...-40°C.

Datorită dimensiunilor reduse, particulele care alcătuiesc ceţurile plutesc în aer. Având o viteză de cădere proprie foarte mică, ele pot fi purtate uşor dintr-un loc intr-altul de catre curentii de aer si se pot mentine, in suspensie, timp indelungat.

Clasificarea ceţurilor Criterii: 1.În funcţie de geneză (procesele fizice care determina aparitia ceturilor)

a)-Ceata de radiatie, caracteristica zonelor continentale, se formeaza la caderea serii, ca urmare a scţderii temperaturii, prin racirea radiativa a suprafetei terestre si a stratului de aer inferior cu care este in contact, racire ce se transmite apoi treptat si in straturile mai inalte. Cand racirea prin radiatie se produce numai in stratul de aer de la suprafata terestra ia nastere ceata joasa de radiatie. Grosimea ei nu depăşeşte 10 m. Ceturile de radiatie joase sunt mai frecvente toamna, de seara pana dimineata. Se mentin in timpul noptii si dispar prin incalzire la câteva ore dupa rasaritul Soarelui. b)- ceaţa de evaporare se formează când o masă de aer rece se deplasează peste o suprafaţă acvatică caldă (în zonele polare apare tot timpul anului, iar la latitudini medii se manifestă toamna şi primăvara deasupra lacurilor).

c)-Ceata de advectie se formeaza ca urmare a deplasării unei mase de aer mai calde si umede deasupra unei suprafeţe reci. Este mai frecventa in sezonul rece si se poate dezvolta pe grosimi de câteva sute de metri şi pe suprafeţe mari. Are extindere verticală de 400-600 m, uneori se poate confunda cu norii Stratus. În această categorie intră: Ceata aerului tropical apare in timpul deplasarii aerului tropical maritim spre latitudini superioare, peste suprafete continentale mai reci, indeosebi iarna. Se poate mentine si pe vant mai intens, cu precadere in anotimpul rece, fiind insotita de burnite si chiciura bogata. Densitatea ei este mai mica in stratul de la sol, dar creste cu inaltimea. Poate acoperi suprafete vaste. Ceata de litoral este cauzata de deplasarea aerului maritim mai cald spre interiorul uscatului racit in timpul iernii si se poate extinde pe sute de km spre interiorul continentelor. Poate atinge grosimi mari atunci cand suprafata continentala este puternic racita prin radiatie. Apare frecvent in multe regiuni ale globului, la latitudini mijlocii si superioare.

Ceata maritima se formeaza pe suprafetele intinse ale marilor si oceanelor, ca urmare a deplasarii maselor de aer maritime, mai calde, catre sectoare cu o temperatura mult mai scăzută. Conditii deosebit de favorabile apar in regiunile de intâlnire a curentilor oceanici calzi si reci.

d)- ceaţa caracteristică regimului ciclonic se deplasează sub formă de valuri dintr-un loc în altul, deci persistă şi la viteze mari ale vântului, reprezentând un pericol mare pentru navigaţie

şi poate devia chiar şi undele sonore cu 90 sau mai mult. e)- ceaţa de pantă (ascendentă) se formează când o masă de aer caldă şi umedă

alunecă pe panta unui deal sau a unui munte. f)- ceaţa frontală – însoţeşte frontul atmosferic (mai ales frontul cald, în anumite condiţii

combinată cu fumul produs de centrele industriale formează smogul.

Alte criterii: 2.Dupa conditiile sinoptice generale in care apar: -ceturi formate în interiorul aceleiasi mase de aer includ ceţurile de racire, cu variantele:

ceata de radiatie; ceata de advectie; ceata de versant. -ceturi frontale, formate in zona de contact a maselor de aer, cu insusiri fizice diferite. 3.În funcţie de distanţa de vizibilitate

- ceaţa foarte densă (vizibilitate sub 50 m); - ceaţa densă (vizibilitate între 50m şi 200m); - ceaţa moderată (vizibilitate între 200m şi 500m); - ceaţa slabă (vizibilitate între 500m şi 1000m). 8.2. Vizibilitatea reprezintă distanţa la care un reper poate fi descoperit ca formă, culoare

şi claritate. Vizibilitatea este influenţată de transparenţa aerului (cantitatea de impurităţi solide sau lichide ce se găsesc în aer), culoarea şi claritatea reperului, dimensiunile şi luminozitatea reperului, luminozitatea fondului şi caracteristicile vederii observatorului. Reducerea vizibilităţii orizontale ca urmare a formării ceţurilor reprezintă un pericol major pentru navigaţia pe mare. Buletinele meteorologice transmise prin radio sau navtex către navigatori folosesc termenii descriptivi (în limba engleză) din tabelul de mai jos.

Scara vizibilităţii

Gradul Semnificaţia Termeni descriptivi folosiţi în buletinele meteorologice

Vizibilitatea

1 Vizibilitate foarte rea Very bad visibility Sub 200 m

2 Vizibilitate rea Bad visibility 200-500 m

3 Vizibilitate foarte redusă

Very poor visibility 500-1000 m

4 Vizibilitate redusă Poor visibility 0.5-1 Mm

5 Vizibilitate medie Indiferent visibility 1-2 Mm

6 Vizibilitate moderată Moderate visibility 2-5 Mm

7 Vizibilitate bună Good visibility 5-10 Mm

8 Vizibilitate foarte bună Very good visibility 10-25 Mm

9 Vizibilitate excepţională Excellent visibility >25 Mm

Bibliografie 1.Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluvială, Editura ExPonto, Constanţa, 2001.

8.3. Condensarea vaporilor de apă la suprafaţa terestră (Pop Gh., 1988)

Suprafetele de contact aer si sol sau aer si apa si stratul subtire de aer in contact cu

acestea trebuie sa inregistreze o scadere a temperaturii pana la valoarea punctului de roua corespunzator continutului de vapori de apa din aer. Produsele de condensare lichide sau solide se vor forma direct pe suprafetele racite. Asa iau naştere : roua, bruma, depunerile lichide şi solide. Când condensarea valorilor de apa are loc in aer, coborarea temperaturii determina starea de supraracire a produselor de condensare. Acestea ajunse in contact cu solul sau cu diverse obiecte continua sa creasca dupa inghetare prin sublimare, generand doua forme de precipitatii solide : chiciura si poleiul. Roua se formeaza in noptile senine, vara, cand suprafaţa terestră se răceşte prin radiaţie nocturna sub punctul de roua, care ramane totusi pozitiv. Aerul trebuie sa fie umed, iar miscarea turbulenta slaba. Roua este alcatuita din picaturi fine de apa provenite din condensarea vaporilor de apa continuti in aerul de deasupra solului, care unindu-se dau picaturi mai mari, vizibile. Se depune pe suprafetele si obiectele descoperite, cu o capacitate calorica mica si o conductivitate termica redusa, de ex. plante. Bruma este un prodes de sublimare a vaporilor de apa alcatuita din cristale foarte fine de gheata depuse sub forma unui strat albicios, pe suprafata solului sau a diferitelor obiecte de la sol a caror temperatura scade sub 0° (toamna, iarna si primavara). Conditiile de formare a brumei sunt similare cu roua: umiditatea suficienta, nopti senine, calme, dar reci (-2...-3°C), radiatie nocturna intensa, vânt slab, covor vegetal. Chiciura este o masa cristalina alba, fărâmicioasă, cu aspect de zăpadă, care se formeaza direct pe obiecte din natura (copaci, conductori aerieni, obiecte metalice etc.), sub forma unui strat alcatuit din ace de gheata, dispuse perpendicular. Se formează pe vreme linistita, cu vânt slab, temperaturi sub 0°C si prezenta unor mase de aer umede, ceţoase, in care plutesc picaturi suprarăcite si nuclee de gheaţă. Aerul trebuie sa fie suprasaturat in raport cu gheata, ceea ce asigura sublimarea vaporilor in jurul nucleelor de gheata care se depun pe obiecte, dar care rezulta si din inghetarea picaturilor supraracite prin ciocnire cu diverse obiecte. Obs.

Depunerea gheţii pe navă (ice accretion) poate atinge grosimi considerabile în anumite condiţii atmosferice. Informaţiile privind viteza de depunere şi grosimea depunerilor pe navă sunt coninute în codul SHIP.

Depunerile lichide si solide se formeaza cu ocazia invaziilor de aer mai cald si umed ce se deplaseaza peste regiuni in care vremea a fost rece. Daca advectia de aer umed se produce dupa o perioada de ger, care a răcit suprafetele sub 0°C, atunci se vor forma depuneri solide. Ele au aspect de cruste de gheaţă alba, opaca, microcristalina, dezvoltata prin sublimare pe suprafetele reci, expuse vântului, având grosimi de cativa milimetri. Poleiul este un strat compact de gheaţă densa, transparenta sau opaca. Se formeaza ca urmare a inghetarii picaturilor de ploaie suprarăcite, care cad pe suprafete cu temperaturi mai mici de 0,1°C, până la –1,0°C. Supraracirea picaturilor de ploaie se produce in timpul caderii lor, când străbat un strat de aer cu temperatura sub 0°C. Grosimea si transparenta stratului de gheata depus depinde de marimea picaturilor, durata ploii, grosimea si temperatura stratului de aer rece pe care il strabate ploaia in cadere.

SEMNELE CONVENŢIONALE SI TERMENII DESCRIPTIVI PENTRU REPREZENTAREA PE

HĂRŢILE METEOROLOGICE A METEORILOR SI RESPECTIV TRANSMITEREA

INFORMATIEI IN CLAR LA BORDUL NAVEI:

Bibliografie 1. Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC,

2008. 2.Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluvială, Editura ExPonto, Constanţa, 2001. 3.Pop Gh., Introducere în meteorologie şi climatologie, Editura Ştiinţifică şi Enciclopedică,

Bucureşti, 1988. 4.www.metoffice.gov.

9. PRESIUNEA ATMOSFERICĂ. VARIAŢIA ÎN TIMP ŞI SPAŢIU. INSTRUMENTE FOLOSITE PENTRU MASURAREA PRESIUNII ATMOSFERICE.

9.1. Variaţia presiunii atmosferice în timp şi spaţiu.

Presiunea atmosferică este forţa cu care aerul atmosferic apasă pe unitatea de suprafaţă

S

Fp şi se măsoară în [mb], [mm col.Hg], [hPa], [dyne/cm2], [torr].

1 mm col.Hg = 3

4mb =

3

4hPa

Înălţimea atmosferei este infinită, astfel că apăsarea exercitată de o coloană de aer pe o suprafaţă determinată, situată la o anumită înălţime va fi mai redusă decât apăsarea înregistrată pe acea suprafaţă la nivelul mării.

Presiunea normală stabilită la nivelul mării, lat. , temperatura de 0 C, pe o suprafaţă de 1cm2, este egală cu înălţimea unei coloane de mercur de 760 mm col.Hg, respectiv cu 1013,2 mb.

Variaţiile zilnice ale presiunii atmosferice În zona intertropicală aceste variaţii sunt mai bine puse în evidenţă : maximele şi minimele se repetă, de regulă, la aceleaşi ore (ora locală). Prima maximă se produce în jurul orei 10.00, a doua maximă în jurul orei 22.00. Prima minimă în jurul orei 04.00, a doua minimă în jurul orei 16.00. Oscilaţia are caracter semidiurn şi de aceea este denumită şi maree barometrică.

Variaţiile anuale ale presiunii atmosferice prezintă particularităţi zonale în funcţie de altitudine şi de raportul dintre suprafaţa oceanului şi uscatului dintr-o anumită regiune geografică:

1.Tipul continental este caracteristic suprafeţelor de uscat din interiorul continentelor (de la latitudini mijlocii şi mari). Amplitudinea variaţiilor de presiune scade din interiorul uscatului spre ocean. În regiunile temperate ea este de până la 12 mb. Tipul continental se caracterizează printr-un maxim de presiune iarna şi un minim vara. 2.Tipul oceanic prezintă diferenţieri între regiunile polare şi cele de la latitudini medii. În regiunile polare variaţia anuală a presiunii atmosferice prezintă un maxim de vară şi un minim de iarnă, în timp ce la latitudini medii prezintă două maxime (vara şi iarna) şi două minime (primăvara şi toamna). Amplitudinea variaţiilor de presiune nu depăşeşte 4 mb. 3.Tipul polar şi subpolar se caracterizează printr-un maxim de primăvară şi un minim de iarnă. Influenţa regimului presiunii din suprafeţele continentale învecinate determină în zona arctică o variaţie cu două maxime (primăvara şi toamna) şi două minime (iarna şi vara). Variaţiile neperiodice ale presiunii atmosferice denumite şi perturbaţii sunt datorate încălzirii inegale a straturilor atmosferice inferioare. Sensul variaţiei neperiodice este estimat cu ajutorul tendinţei barice. Aceasta este un element important în prognoza vremii şi arată

creşterea sau scăderea presiunii în cele 3 ore premergătoare momentului observaţiei: h3

p.

În codurile meteorologice se codifică: appp unde a este tendinţa barică şi este codificată cu cifre de la 0 la 8, corespunzătoare creşterii sau descreşterii presiunii iar ppp este valoarea tendinţei barice. Celor 9 cifre le corespund semnele convenţionale reprezentate mai jos, care se transpun pe hărţile meteorologice la sol:

0 1 2 3 4 5 6 7 8

Exemplu: 2015 se decodifică astfel : 2 – presiune în creştere iar 015 – presiunea a crescut cu 1.5 mb (hPa) în ultimele 3 ore.

9.2. GRADIENTUL BARIC Gradientul baric orizontal (Gb) reprezintă diferenţa de presiune dintre două puncte a două

izobare alăturate, fiind orientat perpendicular pe izobare, dinspre zona de presiune mare spre zona de presiune mică. Gb = -Δp/Δn (semnul minus indică orientarea gradientului în direcţia scăderii presiunii atmosferice). Gradientul baric vertical este orientat dinspre straturile atmosferice inferioare spre cele superioare, în sensul scăderii presiunii atmosferice. Presiunea atmosferică scade cu altitudinea deoarece atmosfera devine tot mai puţin densă odată cu creşterea altitudinii. Variaţiile presiunii atmosferice se datorează în ultimă instanţă variaţiei densităţii aerului atmosferic.

În medie valorile presiunii atmosferice la diferite nivele în atmosferă sunt următoarele : 12 km 200 mb 9 km 300 mb 5 km 500 mb 3 km 700 mb 0 km 1000 mb Descreşterea presiunii pe verticală nu este proporţională : descreşterea este rapidă în

straturile inferioare ale atmosferei, lentă în straturile sale înalte şi foarte lentă la limita superioară a atmosferei : P=ρaer x g x h (ρ=densitate aer, g=forţa de gravitaţie, h = înălţimea coloanei de aer considerată). Scăderea neliniară a presiunii atmosferice este funcţie de densitatea aerului, temperatura, umezeala aerului, acceleraţia gravitaţională şi latitudinea locului.

Variatia presiunii cu altitudinea este o functie logaritmică complexă. Pentru a uşura calculele a fost introdusă treapta barică. Aceasta reprezintă distanţa pe verticală, în metri, pentru care se înregistrează o descreştere a presiunii atmosferice cu 1 milibar. Treapta barică se calculează pe intervale pe care se poate aproxima o scădere liniară a valorii presiunii după cum urmează:

- la nivelul mării 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. Formula lui Babinet de forma:

h=8000 x [2(p-

şi temperatura, calcularea presiunii la orice nivel cunoscând presiunea de la nivelul inferior şi temperatura medie a stratului de aer şi permite de asemenea determinarea presiunii la nivelul mării.

Bibliografie 1.Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluvială, Editura ExPonto, Constanţa, 2001.

9.3. INSTRUMENTE FOLOSITE PENTRU MĂSURAREA PRESIUNII ATMOSFERICE. Barometrul cu mercur isi bazeaza functionarea pe principiul echilibrarii presiunii Constructie:

-un tub barometric, -rezervor -tub metalic de protectie -vernier -termometru alipit -dispozitiv de suspensie. (suspensie cardanica la nava).

www.tutorvista.com

1.Tubul barometric are o lungime de 80-86 cm si este confectionat dintr-o sticla speciala.

Dupa ce tubul a fost umplut cu mercur, se introduce cu capatul deschis intr-un rezervor metalic, in care se afla hidrargirul (mercurul), si care comunica cu mediul inconjurator printr-un orificiu ce se inchide cu un surub pe perioada nefunctionarii.

Presiunea aerului, actionand asupra suprafetei mercurului din rezervor, mentine la o anumita inaltime mercurul din tub, echilibrand astfel coloana de mercur cu presiunea aerului. O data cu modificarea presiunii aerului, variaza si inaltimea coloanei de mercur din tub.

2.Rezervorul cu mercur are forma unui cilindru fiind confectionat din metal sau din material plastic si este compus, la randul lui, din trei piese distincte care se insurubeaza etans una de alta: corpul, fundul si capacul.

3.Tubul metalic de protectie al tubului barometric prezinta o deschidere longitudinala prin care se pot urmari nivelul coloanei de mercur din tub. Tot pe aceasta este gravata scara barometrului impartita in mm sau mb.

4.Vernierul este un cursor mobil ce se deplaseaza de-a lungul scarii gradate, scopul acestuia fiind acela de a determina zecimile sau sutimile de milimetru. El este astfel divizat incat N diviziuni ale sale (10 sau 100) sa corespunda la N-1 (9 sau 99) din N+1 (11 sau 101) diviziuni ale scarii barometrului. Din acest motiv vernierul se mai numeste nonius.

5.Termometrul alipit este un termometru cu mercur, fixat pe partea inferioara a tubului de protectie, pentru a masura temperatura mercurului in momentul citirii presiunii atmosferice. Pe baza acestei valori termice se aplica corectia de aducere a presiunii la temperatura de 0°C.

6.Dispozitivul de suspensie este uzitat pentru suspendarea barometrului in pozitie verticala. Barometrele cu mercur se instaleaza la nava in comanda in pozitie perfect verticala, intr-

un loc ferit de variatiile bruste ale temperaturii aerului, departe de usa sau de ferestre. De obicei, barometrul se instaleaza intr-o cutie speciala, fixata bine pe un perete, astfel ca rezervorul sa fie la o inaltime de 70-75 cm fata de podea.

Valoarea citita la barometru nu reprezinta presiunea aerului reala, ci este necesar sa se faca urmatoarele corectii: corectia de temperatura; corectia de latitudine si altitudine (pentru forta gravitatiei); corectia instrumentala (atat valorilor de temperatura cat si celor de presiune li se aplica aceasta corectie, datorita posibilelor erori de constructie a diferitelor piese componente a instrumentelor).

Barometrul metalic (aneroid) Barometrul aneroid este alcatuit dintr-o capsula metalica vidata, etansa. Cresterea

presiunii duce la turtirea capsulei, iar scaderea presiunii determina bombarea acesteia. Toate deformatiile capsulei determina deplasarea unui ac indicator pe un cadran gradat.

Capsula aneroidului este făcută dintr-un aliaj de beriliu şi cupru. Capsulele sunt vidate şi menţinute la forma iniţială cu ajutorul unui arc foarte puternic. Micile variaţii ale presiunii din exteriorul capsulei produc dilatarea sau contracţia acesteia, mişcări care sunt transferate spre sistemul de pârghii care pune în mişcare acul indicator al aneroidului. Multe modele includ un ac indicator care poate fi potrivit manual pentru stabilirea unei valori de referinţă. Indicatorul se misca in faţa unui cadran gradat, unde poate fi citită presiunea atmosferică.

Barometrul aneroid si barografele folosite la nava ar trebui sa fie verificate in mod frecvent fata de un barometru standard de referinta de la uscat de preferat la fiecare trei luni.

Barometrul inregistrator sau barograful se compune din: - o coloana de capsule Vidi; - un sistem de parghii care transmit deformatiile cutiilor elastice provocate de variatiile

presiunii; - un tambur (cilindru) pus in miscare printr-un mecanism de ceasornic. Pe acest cilindru este infasurata o banda de hartie gradata, pe care printr-un sistem de

parghii, se inscriu valorile si variatiile de presiune. Pe banda de hartie (barogramă) sunt trasate linii orizontale, corespunzatoare valorilor presiunii si linii verticale, corespunzatoare intervalelor de timp. Ceasornicul face rotatii complete in 24 ore (barograf zilnic) sau 7 zile (barograf saptămânal).

Bibliografie: Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC, 2008. http://www.rasfoiesc.com/educatie/geografie/meteorologie/ www.tutorvista.com www.scientia.ro

INSTRUCTIUNI PENTRU INTERPRETAREA VALORII SI VARIATIEI PRESIUNII ATMOSFERICE INDICATE DE BAROMETRUL ANEROID

O rapida crestere a presiunii indica o vreme instabila; o crestere inceata, contrariul; când

presiunea atmosferica este staţionară mai mult timp si vremea este uscată, prevesteşte un timp foarte bun. O scădere importantă de presiune este un semn de vreme furtunoasa, ploaie sau zapada. Cresterea si scaderea alternativa a valorilor presiunilor atmosferice indica o vreme instabilă. Cele mai mari scaderi ale valorii presiunii atmosferice se inregistreaza pe timpul furtunilor de la SE/NE, S/N,SV/NV; cele mai mari cresteri se inregistreaza cand vantul bate de la NV sau SV, N/S pe timp cald . Scaderea brusca a presiunii atmosferice insotita de vant din V este uneori urmata de furtuni violente de la NV/SV sau NE/SE. Daca presiunea atmosferica se stabilizeaza la valori apropiate de 1015mb sau creste incet, in timp ce atmosfera scade, iar umiditatea se reduce, ne putem astepta la vânt din NV/SV, sau NE/SE, sau la scaderea intensitatii vantului, ploii sau zapezii. Contrar, daca scaderea presiunii atmosferice are loc odata cu cresterea temperaturii si umiditatii, ne putem aştepta la vânt si la ploaie de la SE/NE,S/N sau SW/NW;cu toate acestea valoarea de 1015mb(30inci) sau mai mare este un indiciu al vremii bune si a vantului moderat, exceptandu-se vanturile ocazionale de la E la N (S). Scaderea presiunii atmosferice cand temperatura este joasa prevesteste zapada. Cand presiunea atmosferica are valori sub 993.6 mb, cresterea prevesteste micsorarea intensitatii vântului, o schimbare a directiei lui catreN/S sau mai putina umezeala. Când insa presiunea atmosferica este foarte joasa, aproximativ 982.6 mb, prima crestere in mod obisnuit precede sau indica vant puternic sau grenuri violente de la NW/SW,N/S, sau NE/SE. Daca temperatura scade,violenta vantului se va reduce treptat; daca insa temperatura continua sa creasca, probabil vantul se va roti contrar sensului miscarii aparente a soarelui in emisfera N si invers in emisfera S, vântul batând de la S sau SW respectiv N sau NW, in special atunci cand cresterea presiunii atmosferice este bruscă. Cele mai periculoase rotiri ale vântului sau cele mai puternice furtuni de N/S au loc la scurt timp după ce ce presiunea atmosferica începe să crească pentru prima data de la cea mai joasa valoare ;sau, dacă vântul se roteste in sens retrograde (direct), gradual, la un oarecare timp după aceea . Daca o furtuna se va declanţa de la E sau SE/NE si vantul se va roti in sens retrograd spre S/N presiunea atmosferica va continua sa scada pana cand se va produce o acalmie, dupa care furtuna se va repeta brusc si violent iar rotirea vantului in sens retrograd catre NW /SW,N/S sau NE/SE va fi indicata de cresterea presiunii si scaderea temperaturii. De notat ca dupa o vreme calduroasa si calma sau cand temperatura aerului este cu mult peste temperatura normala in sezonul respectiv este posibila declansarea unei furtuni sau vijelii.

10. VÂNTUL. CAUZE ŞI FORŢE MODIFICATOARE.

FORMELE DE RELIEF BARIC PRINCIPALE ŞI SECUNDARE ŞI VREMEA ASOCIATĂ.

10.1. Cauze şi forţe modificatoare

Vântul este consecinţa directă a gradientului baric Gb = -Δp/Δn (semnul minus indică orientarea de la presiuni ridicate la presiuni scăzute). Forţa de impuls a vântului (sau forţa de gradient):

F = 1

xn

p

unde : ρ este densitatea aerului; p este diferenţa de presiune; n este distanţa dintre izobare. Intensitatea vântului depinde de mărimea gradientului baric. Vântul se orientează pe

direcţia gradientului baric, abătut spre dreapta cu 30-40 la ocean în emisfera nordică faţă de direcţia gradientului, mare deasupra oceanelor pentru că forţa de frecare este mai mică.

Intensitatea vântului este în funcţie de mărimea Gb adică de distanţa dintre izobare:

-pentru o diferenţă de presiune Δp de 10 mb şi pentru o distanţă Δn de 3 ecuatoriale, vântul poate atinge forţa 7 Beaufort (Bf) ;

-pentru Δp = 10 mb şi Δn = 2 eq. vânt de 9 Bf;

-pentru Δp = 10 mb şi Δn = 1 eq. (~100 km) vânt 11 Bf; În deplasarea maselor de aer intervin forţele modificatoare : 1. forţa de abatere a mişcării de rotaţie (forţa Coriolis); 2. forţa de frecare ; 3. forţa centrifugă. 1.Forţa Coriolis este datorată mişcării de rotaţie a Pământului şi determină devierea vântului fără modificarea vitezei. Este întotdeauna perpendiculară pe direcţia de mişcare a aerului. Forţa de abatere are forma :

A = 2 Vsin (m/s2)

Mărimea forţei Coriolis depinde de latitudinea geografică ( ); viteza mişcării aerului (V); viteza

unghiulară de rotaţie a Pământului ( ).

indică rotirea planului meridian într-o secundă şi are valoarea 0,000073 radiani/secundă. Forţa de abatere este proporţională cu viteza aerului în mişcare orizontală; este

proporţională cu sinusul unghiului de latitudine. Abaterea este deci 0 la Ecuator (sin 0 =0) şi

maximă la Poli (sin 90 =1). 2.Forţa de frecare apare datorită rezistenţei întâmpinate de vânt prin frecarea maselor de

aer cu suprafaţa terestră. Frecarea poate fi externă şi internă (vâscozitate). Frecarea externă este proporţională cu viteza vântului şi acţionează în sens contrar mişcării

aerului (semnul - ): F= k V , unde: V este viteza vântului ; K este coeficientul de frecare, variabil, dependent de viteză şi de rugozitatea suprafeţei terestre.

3.Forţa centrifugă C=r

V2

(m/s2)

unde: V este viteza liniară ; r este raza de curbură a traiectoriei.

Forţa centrifugă este orientată pe direcţia razei, spre exterior. Concluzie: Vântul este deplasarea orizontală a unei mase de aer dinspre o zonă cu presiuni înalte către o zonă cu presiuni joase, ca o consecinţă a gradientului baric orizontal şi sub influenţa fortelor modificatoare.

10.2. Formele de relief baric principale şi secundare şi vremea asociată.

Pe hărţile meteorologice valorile presiunii atmosferice sunt redate prin linii curbe închise care unesc punctele de egală presiune atmosferică, numite izobare. Acestea delimitează areale de presiune înaltă sau joasă, respectiv formele de relief baric.

1. Centrele de presiune minimă, numite şi cicloni sau depresiuni, în care presiunea scade

de la periferie spre centru, gradientul baric orizontal fiind îndreptat spre centrul depresiunii. Vântul bate la fel, rotindu-se însă în sens direct în emisfera nordică şi în sens retrograd în emisfera sudică. Presiunea atmosferică în centrul depresiunilor este în general 1010 mb (sub 760 mmHg). Notaţiile folosite pe hărţile meteorologice în limba română, engleză şi germană sunt : D; L; T.

Mişcarea maselor de aer pe orizontală (figura din stânga) este convergentă iar pe verticală (desenul din dreapta) ascendentă. Depresiunile se desfăşoară pe suprafeţe relativ mici (1000~1500 km2), având viteze de deplasare mari (Vmax = 120 km/h), timpul de staţionare fiind în medie de 3-4 zile, uneori chiar o săptămână. Datorită mişcării ascendente a aerului ce transportă vapori de apă, prin răcirea şi condensarea vaporilor de apă se formează nori, deci şi precipitaţii. Orice depresiune se caracterizează prin vreme închisă, precipitaţii, vânt puternic determinat de valoarea mare a gradientului baric orizontal.

După zona în care se formează se deosebesc: - depresiuni extropicale (latitudini medii şi mari);

- depresiuni tropicale sau cicloni tropicali (în zonele de 5~25 lat. N şi S). În lb. Engleză: cyclone, low pressure system.

2. Centrele de presiune maximă, numite şi anticicloni sau maxime barometrice, în care circulaţia aerului atmosferic se face de la centru spre periferie, cu rotire în sens retrograd în emisfera nordică şi în sens direct în emisfera sudică. Notaţiile folosite pe hărţile meteorologice în limba română, engleză şi germană sunt : M, H, H Anticiclonii ocupă suprafeţe mari (mii de km2) şi se deplasează cu viteze reduse având un timp de staţionare mare (zile, luni). Datorită mişcării verticale descendente, aerul rece de la înălţime, prin comprimare şi frecare se încălzeşte; în cazul existenţei norilor, acest aer produce evaporarea apei din atmosfera liberă, deci dispariţia norilor, vreme senină, cu vânturi slabe, singurul fenomen fiind ceaţa de advecţie. În lb. Engleză: anticyclone, high pressure area

Depresiunile şi anticiclonii sunt formele de bază ale reliefului baric.

3. Forme secundare de relief baric Forme secundare de relief baric derivate din anticicloni sunt: - dorsala anticiclonică – în lb. Engleză ridge Are forma literei U şi apare ca o prelungire a unui anticiclon. -brâul anticiclonic (o înşiruire de 2-3 anticicloni ce se deplasează unul după altul). Forma secundară de relief baric derivată din depresiuni este talvegul depresionar (în lb.

Engleză thalweg) - o prelungire a izobarelor unei depresiuni, având forma literei V. Şaua barică este o zonă de presiuni scăzute şi ridicate dispuse în cruce, însoţită de

vreme închisă cu sau fără precipitaţii. În anumite condiţii locale pot exista zone întinse în care presiunea are valoare normală, izobarele sunt depărtate între ele, zona respectivă numindu-se mlaştină barometrică.

Bibliografie: Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC, 2008. Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluviala, edit. Ex Ponto Constanta, 2001.

11. REPARTIŢIA PRESIUNII ATMOSFERICE LA SUPRAFAŢA TERREI. SISTEME DE VÂNTURI PE GLOB. VÂNTURILE LOCALE.

11.1.REPARTIŢIA PRESIUNII ATMOSFERICE LA SUPRAFAŢA TERREI. (extras din: Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina, manuscris, 2014)

Latitudini ecuatoriale: Datorită încălzirii intense şi mişcărilor convective, predomină un regim de presiune scăzută (sub 1015 mb). Vara em. N, pe continente se formează depresiuni până la 30º lat.N, datorate încălzirii suprafeţei terestre: D. Sud-Asiatică (Podişul Iran – Câmpia Indo-Gangetică) D. Sud-Sahariană (se poate extinde peste Peninsula Arabiei şi uni cu D.Sud-Asiatică) D. Mexicană

Latitudini subtropicale

Presiune ridicată la 30-35º lat.S : anticiclonii sunt bine delimitaţi pe oceane (peste 1020 mb): -emisfera N: Anticiclonul Azorelor

Anticiclonul ins.Hawaii Obs: Anticiclonii sunt intensificaţi şi deplasaţi spre N vara em.N. În timpul verii din emisfera nordică se formează depresiuni pe continente: Depresiunile Sud-asiatică, Sud-sahariană şi Mexicană , care se pot extinde la latitudini subtropicale. Ele întrerup pe continente brâul maximelor subtropicale (bine evidenţiat pe oceane). -emisfera S: Anticiclonul Sud-Atlantic (I. Sf. Elena)

Anticiclonul Sud-Indian (I. Mauritius) Anticiclonul Sud-Pacific (I. Paştelui)

Obs. Anticiclonii de pe oceanele emisferei S se intensifică vara şi se extind şi pe continente.

Latitudini temperate şi subpolare Pe oceane – Depresiuni (presiune scăzută) Emisfera N: D. Islandei (997 mb) D. Aleutinelor (1000 mb) Prezenţa celor două depresiuni indică o activitate ciclonică intensă în timpul iernii. Vara, depresiunile slăbesc în intensitate. Depresiuni în emisfera S: Depresiuni pe ocean în jurul Antarcticii, presiune < 990 mb Pe continente - Anticicloni Emisf. N: A. Asiatic (Siberian), p=1035 mb, centrat în Pod. Mongoliei

A. Canadian, p=1021 mb, centrat în provincia Manitoba

Latitudini Polare Presiunea este mai mare decât în zona subpolară datorită temperaturilor mai scăzute. Atât iarna cât şi vara predomină regim de presiune ridicată: Emisf. N: Anticicloni arctici (deasupra Groenlandei), slab evidenţiaţi datorită frecvenţei mari a depresiunilor/ ciclonilor mobili Emisf. S: Anticicloni antarctici, mai bine evidenţiaţi

CONCLUZII privind repartiţia presiunii atmosferice la suprafaţa Terrei

(extras din Pop Gh., Introducere în meteorologie şi climatologie, Edit.Ştiinţ. şi Encicl., Buc., 1988) 1.Repartiţia presiunii este mai uniformă în emisfera sudică decât în cea nordică (explicaţii, analiză hartă). 2. Minimele termice absolute sau relative corespund unor presiuni maxime permanente (exemple...) sau presiuni maxime sezoniere (exemple...). 3. Brâul depresionar ecuatorial, extindere... Când intensitatea alizeelor slăbeşte, ele se sting într-o zonă de calm (de fapt o zonă de vânturi slabe şi variabile) numită DOLDRUMS. Caracteristici…

4.Convergenţa alizeelor se produce când alizeele din cele 2 emisfere au intensităţi mari până la Ecuator. Intensificarea alizeelor în apropierea Ecuatorului duce la convergenţa lor şi deci la o convecţie dinamică puternică. Această convecţie dinamică se produce de-a lungul unei zone numită ZCIT (zona de convergenţă intertropicală). Devierea alizeului (explicaţii...).

5. Brâul maximelor barometrice subtropicale (anticiclonii subtropicali) corespunde unor zone de calm pe oceane (horse latitudes) şi deşerturilor subtropicale pe continente.

Anticiclonii: zone de separaţie, schimburi meridianale; formă de elipsă etc. Explicaţii. 6. Minimele subpolare axate la 65-75º lat N si S. Deplasare sezonieră nesemnificativă.

Sursa fig.: Pop Gh., 1988 Bibliografie: Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC, 2008. Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluviala, edit. Ex Ponto Constanta, 2001. Pop Gh., Introducere în meteorologie şi climatologie, Editura Ştiinţifică şi Enciclopedică,

Bucureşti, 1988

11.2.SISTEME DE VÂNTURI PE GLOB. VÂNTURILE LOCALE.

Gradientul baric meridian este orientat de la presiune mare spre presiune mică: -din zona subtropicală spre Ecuator; -din zona subtropicală spre zona subpolară; -din zona polară spre zona subpolară.

Circulatia generala a amosferei: alizeele, vanturile de vest, vanturile polare, musonii. Sursa: Pescaru C, Pescaru A, 2005

11.3. VÂNTURILE LOCALE

Brizele de uscat şi de mare

Principala cauză a producerii vânturilor locale este încălzirea diferită a suprafeţei de uscat şi a mării.

În timpul zilei temperatura apei mării la suprafaţă creşte mai încet decât temperatura aerului deasupra uscatului (care se încălzeşte rapid sub influenţa razelor solare); Drept urmare presiunea atmosferică deasupra mării va fi mai mare decât presiunea de deasupra uscatului. Aceasta duce la formarea unui curent aerian dinspre presiunea înaltă spre cea joasă (respectiv dinspre mare spre uscat), numit briza de mare sau de zi.

În timpul nopţii răcirea mai rapidă a suprafeţei uscatului în raport cu suprafaţa mării face ca presiunea aerului deasupra uscatului să fie mai mare decât deasupra mării. Diferenţele de presiune generează briza de uscat sau de noapte. Brizele de mare sunt importante lângă ţărmuri unde efectul lor este, de obicei, limitat la aproximativ 10-20 mile marine. La tropice, efectul brizei de uscat este deseori simţit multe mile marine dinspre mare, iar briza mării poate afecta direcţia vântului pe mare 20 de mile marine de la coasta. Aerul care, în timpul zilei, se încălzeşte puternic desupra uscatului, devine uşor şi se ridică până la 3000m. În timpul ascensiunii se răceşte, devine mai greu şi alunecă spre mare, formând curenţi descendenţi verticali (care împiedică formarea norilor). Noaptea, aerul de deasupra mării formează curenţi ascendenţi care, după acelaşi mecanism, dau naştere la curenţi descendenţi deasupra uscatului. Această circulaţie a aerului, de sens contrar celei de la sol poartă denumirea de antibriză. Briza de zi şi cea de noapte sunt permanent însoţite de vânturi contrare de altitudine denumite antibrize.

Vânturi locale din M. Mediterană

BORA. Vânt catabatic*, rece, uscat, ce bate din direcţii ce variază între Nord şi Est, dinspre lanţurile muntoase din nord şi dinspre coastele muntoase de est ale Mării Adriatice. Este periculos întrucât se poate declansa brusc, fara multe avertizari si suflă în rafale puternice dispre uscat spre mare. Se declanseaza mai ales iarna, cand poate atinge forţa unui viscol.

*Vânturile catabatice (descendente) (grec. Kata =jos, baino = a se mişca) ETESIAN. Vânturile din timpul verii din Marea Egee şi estul Mării Mediterane suflă cu o frecvenţă mare din direcţie nordică. Aceste vânturi sezoniere, numite etesian (grec.) sau meltemi (turc.) sunt rezultatul gradientului de presiune format între presiunea relativ înaltă din vestul Mării Mediterane şi presiunea scăzută de deasupra Iraqului.

GREGALE. Vânt puternic de NE, bate în Mediterana centrală şi de vest. Este cunoscut de către marinarii din insula Malta şi din estul Siciliei, unde principalele porturi sunt expuse către NE. Aceste vânturi se declanşează în special iarna.

LEVANTER. Vânt de Est în Stramtoarea Gibraltar. Aduce o umezeală excesivă, nori, negură sau ceaţă şi uneori ploaie. Are în mod normal forţă slabă sau moderata, si in asemenea conditii, “Norul Levanter” care însoţeşte vântul se intinde de obicei de pe creasta stâncilor o milă marină în sens opus direcţiei din care suflă vântul.

MISTRAL. Mistralul este un vânt puternic de Nord sau Nord-Vest ce bate in special în valea Rhonului (Franţa). Se produce, de obicei, în situaţia în care în nord-vestul Frantei predomină un regim de presiune ridicată (de exemplu anticiclonul scandinav) iar in sud-est predomină presiuni scăzute (depresiuni deasupra Mării Mediterane).

Datorită vitezei mari, Mistralul ajunge deasupra mării unde este resimţit ca vânt de furtună, fiind periculos prin agitarea mării şi gradul de surprindere.

SIROCCO (SCIROCCO). Numele este dat oricarui vânt ce bate din directie sudica deasupra Mării Mediterane. Deoarece este originar din Africa de Nord, acest vânt este fierbinte si uscat în mare parte a anului. In timp ce se indreapta spre nord, aduce cu el o cantitate mare de umezeală de deasupra mării. În mod frecvent determină şi apariţia ceţurilor pe ţărmurile de nord ale mării.

În nordul Africii se folosesc alte denumiri locale: chom (fierbinet) sau arifi ; Simoom in Palestina, Jordan, Syria; Ghibli (Chibli, Gibla, Gibleh) in Libya; Chili (or Chichili) in Tunisia si S Algeria; Khamsin (Chamsin, Khamasseen) in Egypt si marea Rosie, Sharav in Israel.

KHAMSIN este un vânt sudic, ce bate în Egipt şi in Marea Rosie in faţa depresiunilor estice. Este un vânt care suflă cu putere, dinspre interiorul Africii, fiind cald, uscat şi transportă praf şi nisip. Se declanşează în Februarie şi ţine până în iunie, frecvenţa maximă fiind în Martie şi Aprilie.

Alte vânturi locale pe Glob: SHAMAL. In Golful Persic, Golful Oman si de-a lungul coastei Makran, termenul Shamal

desemnează orice vânt din NV, indiferent daca este un vânt moderat ca intensitate sau vânt puternic, de forţa furtunii, asociat cu trecerea unei perturbaţii. Directia normala a acestui vant este din nord-vest, dar poate varia sufla şi din direcţie vestică sau sud-vestică. In timpul unui Shamal, aerul este in general foarte uscat, iar cerul lipsit de nori, insa vizibilitatea este slabă din cauza maselor de nisip si praf, aduse din deşert. Iarna ajunge la forţa 8, uneori forta 9 şi poate fi insotit de rafale de ploaie, tunete şi fulgere. Semne prevestitoare: explicaţii.

HARMATTAN. Vânt uscat de Est, ce adie pe coasta de est a Africii, între Capul Verde şi Golful Guineea, în sezonul uscat (din Noiembrie până în Martie). Venind dinspre Sahara, aduce cu el nori de praf fin şi nisip, care pot fi transportaţi sute de mile marine pe mare.

NORTHER suflă în Chile dinspre nord, de forta furtunii, cu ploaie, se declanşează de obicei iarna, dar ocazional si in alte anotimpuri. Termenul Norther se aplica şi vânturilor nordice puternice, răcoroase şi uscate ce bat deasupra Golfului Mexic si ins. Caraibe de Vest, in special iarna. In mod frecvent, acest vânt se poate instala brusc, fara niciun avertisment. Ating de obicei forţa unui viscol in Golful Mexic, dar slăbesc în intensitate pe măsură ce inainteaza spre sud.

PAMPERO. Este, de obicei, însoţit de ploaie, tunete şi fulgere, în timp ce vântul suflă brusc din direcţie nordică. Vânturile Pampero sunt mai frecvente între Iunie şi Septembrie. Bat dinspre vest sau sud-vest deasupra pampasului din sudul Braziliei, Argentinei, Uruguay-ului. In general, pot fi prognozate de către meteorologi şi navigatori. Semnele prevestitoare sunt următoarele: presiunea scade încet, în timp ce vântul bate iniţial dinspre nord, însoţit de temperatura ridicată şi umiditate. Odată cu apropierea de ţărmul rece, vânturile devin nord-estice, puternice şi de forţa furtunii. Vântul se opreşte pentru scurt timp făcând loc unor vijelii din direcţie sud-vestică.

SOUTHERLY BUSTER- Furtuna Sudica. Pe coasta de sud-est a Australiei, acest vânt sudic bate vara, dar poate surveni si primavara si toamna. Ca regula, avertizarile despre aceasta furtuna se dau numai cu aproximativ o ora inainte, prin aparitia norilor Cu si Cb in sud sau sud-vest, uneori insotiti de fulgere.

SUMATRA. Rafalele de vant din sud-vest, cunoscute drept Sumatra se produc intre lunile mai si octombrie in stramtorile Malacca si coasta de vest a Malayeziei, dar mai putin frecvent in apropiere de Singapore. Rafalele se dezvolta deasupra stramtorilor, iar apropierea lor se poate observa din timp pentru că sunt însoţite de furtuna cu trasnete. Vântul se intensifică brusc şi bate în rafale puternice, depăşind puterea unui viscol, imediat urmat de ploi torentiale. Aceste vânturi

se declanşează noaptea până la răsăritul soarelui şi reprezintă o amenintare clară pentru navele mici.

TORNADA. Termenul se referă la nori în formă de pâlnie (funnel clouds) care pot avea pana la o suta de metri diametru, in care vânturi ciclonice de 150 noduri bat aproape de centru. Fuiorul de nor se formează chiar sub baza norului Cumulonimbus şi dispare prin frecare cu solul. Aparent, este descris precum un nor intunecat in forma de palnie alungita, culoarea sa intunecata fiind datorata si prafului si rămăşiţelor rezultate din distrugerile facute in drumul său. Aceste tornade se produc cel mai frecvent in partea centrala si central-vestica a SUA.

Cele mai favorabile conditii pentru dezvoltare sunt atunci cand aerul polar marin din directia de nord-vest depaseste aerul tropical marin din Golful Mexic, conducand la instabilitate puternica, iar apoi, formarea tornadelor se face cel mai probabil la o distanta considerabila deasupra tarmului rece. Se pot produce de asemenea si în zone temperate. Atunci cand o tornada se deplaseaza de pe sol pe apa, ea preia rapid caracteristicile unei trombe, desi deseori isi mentine intensitatea de pe sol. In afara de tornadele ce se deplaseaza de pe sol pe apa, exista numeroase trombe marine ce îşi au originea în largul mării. Conditiile favorabile formarii lor pe mare sunt similare celor ce se formeaza pe sol, anume, schimbari ale temperaturii aerului si a apei pe o distanta scurta si, mai presus de toate, instabilitate mare la nivelul straturilor inferioare. Trombele de apa sunt mai frecvente la tropice decât in zonele temperate. Desi sunt mai puţin violente decât tornadele pe uscat, trombele de apă sunt totuşi un pericol general pentru toate navele şi constituie un adevărat risc pentru vasele de mărime mică. Diametrul unei trombe de apa poate varia de la circa 1 metru pana la 100 de metri. Inaltimea, de la mare pana la baza norului, poate fi atat 50 de metri, dar cel mai adesea este de 300-600 de metri.

Bibliografie: Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC, 2008.

12. MĂSURAREA DIRECŢIEI ŞI VITEZEI VÂNTULUI LA BORDUL NAVEI.

Direcţia vântului reprezintă sensul din care bate vântul într-un punct sau într-o regiune

oarecare. Ea se stabileşte în raport cu punctul cardinal dinspre care bate. În scopul indicării direcţiei vântului, se uzitează roza vânturilor cu cele patru puncte

cardinale şi cu cele patru sau douăsprezece direcţii intercardinale numite rumburi. Deoarece acest mod de notare nu este foarte precis, în transportul maritim se foloseşte azimutul vântului, adică unghiul pe care îl face vectorul vânt cu direcţia nordului geografic. Aceasta se exprimă în grade sexagesimale de la 0° la 360°, în sensul deplasării acelor de ceas. Astfel, nordul corespunde la 360°, estul la 90°, sudul la 180°, iar vestul la 270°. Celelalte direcţii au valori intermediare, vezi tabelul de mai jos:

Direcţia vântului Notarea Grade azimutale Cifra de cod

Calm - - 00

Nord-nord-est NNE 22,5 02

Nord-est NE 45 05

Est-nord-est ENE 67,5 07

Est E 90 09

Est-sud-est ESE 112,5 11

Sud-est SE 135 14

Sud-sud-est SSE 157,5 16

Sud S 180 18

Sud-sud-vest SSV 202,5 20

Sud-vest SV 225 23

Vest-sud-vest VSV 247,5 25

Vest V 270 27

Vest-nord-vest VNV 292,5 29

Nord-vest NV 315 32

Nord-nord-vest NNV 337,5 34

Nord N 360 36

Variabil - - 99

Viteza vântului reprezintă distanţa parciursă de aerul care se deplasează pe orizontală

în unitatea de timp. Ea se exprimă în m/s sau km/h : 1m/s= 3,6 km/h; 1km/h= 0,278 m/s În navigaţia maritimă, viteza vântului se exprimă şi în noduri (1 Nod = 1,852 km/h).

Forţa vântului se exprimă prin presiunea exercitată de aerul deplasat de vânt asupra

obiectelor întâlnite în cale (inclusive suprafaţa mării). Se apreciază vizual cu ajutorul scării Beaufort, concepută de amiralul Beaufort.

Între gradele scării Beaufort şi viteza vântului exprimată în unităţi de măsură determinate instrumental, au fost stabilite corespondenţe reale.

Scara forţei vântului (Beaufort)

Forţa vântu-

lui

Viteza vântului (m/s; km/h; Nd)

Caracterizarea vântului (lb. română)

Caracterizarea vântului

(lb.engleză)

0 0-0.2 m/s <1 km/h <1 Nd

Calm

Calm

1 0.3-1.5 1-5 1-3

Adiere

Light air

2 1.6-3.3 6-11 4-6

Vânt uşor

Light breeze

3 3.4-5.4 12-19 7-10

Vânt slab

Gentle breeze

4 5.5-7.9 20-28 11-16

Vânt moderat

Moderate

breeze

5 8.0-10.7 29-38 17-21

Vânt tăricel

Fresh breeze

6 10.8-13.8 39-49 22-27

Vânt tare

Strong breeze

7 13.9-17.1 50-61 28-33

Vânt foarte tare

Near gale

8 17.2-20.7 62-74 34-40

Vânt foarte puternic

Gale

9 20.8-24.4 75-88 41-47

Furtună

Strong gale

10 24.5-28.4 89-102 48-55

Furtună puternică

Hurricane

force

11 28.5-32.6 103-117 56-63

Furtună violentă

Storm

12 32.7-36.9 118-133 64-71

Uragan

Violent storm

Instrumentele cu citire directă pentru măsurarea direcţiei şi vitezei vântului - girueta cu placă uşoară (care indică valori ale vitezei vântului de până la 20 m/s), - girueta cu placă grea ( care indică valori până la 40 m/s) - diferite tipuri de anemometre.

Girueta si anemometru

Girueta: -girueta cu placă uşoară ( care indică valori ale vitezei vântului de până la 20 m/s) -girueta cu placă grea ( care indică valori până la 40 m/s) Girueta Vild este alcătuită dinte-un ax metalic vertical fix şi unul mobil. Partea mobila a giruetei cuprinde indicatorul direcţiei vântului şi indicatorul vitezei vântului. Indicatorul directiei vântului (ampenajul giruetei) este o vergea metalică orizontală prevăzută la unul din capete cu o sferă de plumb sau fontă, iar la capătul opus cu un dispozitiv format din două plăci confecţionate din tabla ( pană de vânt), ce se orientează cu sfera de plumb pe directia de unde bate vântul. Indicatorul vitezei vântului are în componenţă o placă metalică dreptunghiulară, cu o greutate de 200 g pentru girueta cu placă uşoară sau 800 g pentru girueta cu placă grea. În funcţie de liniile de forţă ale vântului, placa metalică de formă dreptunghiulară pendulează în faţa unei rame în formă de arc, prevăzută cu opt dinţi inegali. Prin urmare, placa va fi deviată de la poziţia verticală în funcţie de viteza şi intensitatea vântului.

Anemometrele sunt instrumente precise care măsoară numai viteza vântului, iar în funcţie de principiul care stă la baza construcţiei şi funcţionării lor, se împart în: - anemometre mecanice; - anemometre magnetice; - anemometre termice. Anemometrele mecanice folosesc ca piesă receptoare pentru vânt fie un sistem de cupe anemometrice, fie o morişcă cu pale fine de aluminiu. Viteza vântului se determină prin împărţirea numărului de metri parcurşi de aerul aflat în mişcare, citit pe un contor la timpul cât a funcţionat instrumentul. Piesa receptoare pentru vânt poate fi construită dintr-un sistem de cupe (3 sau 4 cupe fixate perpendicular pe un ax vertical mobil, la intervale de 120° una de cealaltă si respectiv 90°). Toate cupele unui sistem sunt orientate cu părţile convexe în aceaşi direcţie, şi se rotesc în acelaşi sens, indiferent de direcţia vântului, deoarece presiunea acestuia pe părţile lor concave este mai mare decât pe cele convexe. Anemometrele magnetice măsoară cu precizie viteza vântului, pe principiul inducţiei magnetice (mărime vectorială care, împreună cu intensitatea, caracterizează local componenta magnetică a câmpului electromagnetic). Pentru a afla viteza vântului se declanşează un buton care fixează scara anemometrică exact în dreptul diviziunii care marchează viteza vântului din acel moment. Sub acţiunea vântului cupele anemometrice se rotesc şi angrenează în mişcare alor şi magnetul inductor, care antrenează indusul pe care se află scara anemometrică.

Staţiile meteorologice automate dispun de senzori de vânt. De exemplu senzorul de vânt WAS 425 utilizează ultrasunetul pentru determinarea

vitezei orizontale şi direcţiei vântului. Principiul de măsurare se bazează pe timpul de tranzit, adică timpul necesar ultrasunetului pentru a ajunge de la un traducător la altul, în funcţie de viteza vântului de-a lungul traseului (caii) ultrasunetului. Timpul de tranzit este măsurat în ambele direcţii. Pentru vânt cu viteza zero, ambii timpi de tranzit, de înaintare şi de revenire, sunt egali. Atunci când bate vântul de-a lungul traseului de sondare, timpul de tranzit pentru vântul

ascendent creşte, iar pentru cel descendent descreşte. Microcontrolerul WAS 425A utilizează măsurătorile celor doi timpi de tranzit pentru calculul vitezei vântului de-a lungul unui traseu.

Bibliografie: Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC, 2008. Tişcovschi A. , Diaconu DC, Meteorologie si Hidrologie. Lucrări practice. Edit Univ. Buc,

2004.

DETERMINAREA DIRECŢIEI ŞI VITEZEI VÂNTULUI LA BORDUL NAVEI (fotocopie după Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluvială, Edit. Ex Ponto, 2001, Constanţa).

Reprezentarea vantului pe hartile Routeing chart, Pilot chart

Bibliografie: Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluvială, Editura ExPonto, Constanţa, 2001. Chiotoroiu B., Meteorologie si Hidrologie marina I, suport de curs, Biblioteca UMC, 2008. Pescaru C., Pescaru Al., Meteorologie marină, Editura Nautica, Constanţa, 2005. http://www.afloat.com.au www.wikipedia.org

13. MASELE DE AER. FORMARE, CLASIFICARE.

STABILITATE ŞI INSTABILITATE.

FORMAREA, STRUCTURA ŞI VREMEA ASOCIATĂ PRINCIPALELOR SISTEME FRONTALE.

13.1. Masele de aer O masa de aer este o portiune din atmosfera in care parametrii meteorologici se pastreaza aproape constanti si aspectul vremii ramane neschimbat. Troposfera are mase de aer foarte diferite, deci regiunile au caracteristici diferite. Masele

de aer se formeaza datorita stationarii aerului un timp mai indelungat deasupra unei anumite regiuni de pe Pamant si imprumuta cacteristicile stratului subiacent (suprafetei terestre respective, de uscat sau marine).

Masele de aer au dimensiuni de sute si mii de kilometri pe orizontala si de ordinul kilometrilor pe verticala. Pe verticala, masele de aer sunt mai dezvoltate in zonele ecuatoriale si nu depasesc 6 km in zonele polare. O masa de aer care se deplaseaza dintr-o zona in alta, isi modifica temperatura potentiala in functie de particularitatile termice ale zonei in care se deplaseaza. Din momentul in care temperatura nu mai variaza, masa de aer este formata si acea temperatura se numeste de echilibru.

Zonele in care se formeaza masele se numesc regiuni-sursa; acestea trebuie sa fie zone intinse si aproape uniforme din punct de vedere fizic, iar aerul trebuie sa stagneze deasupra acelei regiuni destul de mult ca sa atinga o stare de echilibru cu suprafata terestra deasupra careia se afla.

Procesele mai importante care echilibreaza masa sunt turbulenta, radiatia convectia verticala. Formatiunile barice principale in care se formeaza o masa de aer sunt anticiclonii, in care vantul este slab. In cicloni nu se pot forma mase de aer pentru ca vanturile din depresiuni aduc mereu aer cu proprietati si umezeala diferite, vanturile la suprafata fiind convergente si gradientii termici sunt mari.

Clasificarea maselor de aer: Din punct de vedere termic: -mase de aer cald; -mase de aer rece. 1.Masa de aer cald se va raci sub actiunea suprafetei subiacente, mai reci, sau sub influenta unui bilant radiativ negativ. Daca masa calda este umeda (de origine maritima), apare ceata si nori josi insotiti de burnite. 2.Masa de aer rece se va incalzi sub influenta unui bilant radiativ pozitiv sau prin

intermediul suprafetei terestre mai caldede aer. Ca urmare a incalzirii straturilor de aer inferioare, creste gradul de instabilitate termica si gradientul vertical de temperatura. Apar miscari turbulente intense mai ales in straturile joase si se dezvolta nori bine dezvoltati vertical, din care cad averse. Noaptea, deasupra continentului, o masa de aer rece se va stabiliza.

Din punct de vedere geographic: -mase de aer ecuatorial: formate in general deasupra marilor intinderi oceanice -mase de aer tropical: in zona tropicelor, zonele sursa sunt in general deasupra uscatului,

aici intalnindu-se cele mai mari deserturi ale lumii. Regiunile cele mai importante in emisfera Nordica sunt nordul Africii, sudul si sud-vestul Statelor Unite, zona de nord a Mexicului.

-mase de aer polar: se formeaza intre latitudinile 500-650 la nord si sud. In emisfera nordica zonele sursa importante sunt Siberia, Pacificul de Nord, Alaska, nordul Canadei, iar aerul este foarte umed (polar maritim); este in general mai rece vara decat uscatul si mai cald iarna.

-mase de aer arctic: zonele sursa se afla langa poli, deasupra regiunilor inghetate, iar masele de aer se formeaza repede. Sunt cele mai reci mase, zonele arctice fiind lipsite de insolatie (emisfera sudica din iunie pana in septembrie, iar emisfera nordica, din decembrie pana in martie). Masele arctice se deplaseaza pana in zona latitudinilor medii. Daca circulatia devine ultrapolara, NE-SV, masa de aer arctic ajunge pana in sudul Europei aducand ninsori insemnate si ger.

Din punct de vedere termodinamic: -mase de aer stabile. Masa de aer stabila: gradientul termic vertical in straturile joase de

aer este mai mic decat gradientul termic vertical. Convectia termica nu este asa importanta incat sa se dezvolte formatiuni noroase cumuliforme, norii specifici fiind in forma de panza, Stratus. Daca masa are umezeala scazuta, cerul poate ramane senin. Masele stabile sunt de obicei de aer cald, care in timpul iernii favorizeaza aparitia inversiunilor termice. Masa de aer instabila: gradientul termic vertical din straturile inferioare este mai mare decat gradientul termic adiabatic. In cursul zilei apar miscari convective, ce duc la aparitia norilor cumuliformi bine dezvoltati. Aerul tropical este cel mai cald si ce mai putin stabil. Tropopauza este foarte inalta, aproximativ 15 -17 km, iar in stratosfera, deasupra tropicelor, masa de aer este cea mai rece.

-mase de aer instabile. O masa de aer stabila care se deplaseaza de pe ocean spre uscat, vara, devine instabila.

Bibliografie: www.meteorologie.ro

13.2. FORMAREA, STRUCTURA ŞI VREMEA ASOCIATĂ PRINCIPALELOR SISTEME FRONTALE.

În urma deplasării maselor de aer cu proprietăţi fizice diferite în aceeaşi direcţie sau la

contactul unei mase de aer în deplasare cu o masă de aer staţionară şi cu proprietăţi diferite, în

zona de contact se produce frontogeneza, respectiv formarea fronturilor atmosferice.

Acestea sunt de mai multe tipuri:

Frontul rece Frontal cald Frontal oclus Frontul cvasistaţionar

Simbolurile folosite pe hărţile meteorologice şi denumirea în lb. engleză

1. Frontul cald ia naştere când masa de aer mai activă este masa de aer cald. Aceasta,

în deplasare şi la contactul cu o masă de aer rece, se va deplasa ascendent peste aerul rece

datorită greutăţii mai mici şi va facilita formarea norilor.

Din norii Altostratus şi Nimbostratus vor cădea precipitaţii normale (ploaie, ninsoare)

aproximativ 16 ore, numai în faţa liniei frontale. Primii nori care apar sunt Cirrus, urmati de

Cirrostratus, prevestind schimbarea vremii. Sistemul noros al frontului cald are o înălţime de 900

– 1000 km, norii Altostratus găsindu-se la 600 km de linia frontului. Fâşia de precipitaţii atinge

300-400 km lăţime.

Variaţia elementelor meteorologice la trecerea frontului cald

Elementele meteorologice

În faţa frontului La trecerea frontului

În spatele frontului

Presiunea Scade încet şi continuu

Staţionară Variaţii nesemnificative

Vântul Se intensifică, rotindu-se în sens invers acelor de ceas în emisfera Nordică (NE)

Posibil să crească în viteză, dar în general rămâne constant

Îşi schimbă poziţia, vânt din SW

Temperatura Staţionară Creşte uşor Creşte accentuat

Aspectul cerului Cirrus, Cirrostratus Altostratus Nimbostratus

Dispar, uneori putând aparea norii Stratus şi Stratocumulus

Precipitaţiile Burniţa uşoară, ploi cu caracter general

Burniţe slabe Ploile încetează şi cerul se degajează

Vizibilitatea Se reduce treptat Reduse Creşte, uneori apare ceaţa sau negura

2.Frontul rece ia naştere când masa de aer mai activă este masa de aer rece şi se

deplasează dinspre aerul rece spre aerul cald. Aerul rece cu densitate mai mare pătrunde rapid

sub aerul cald în formă de pană obtuză datorită frecării cu suprafaţa terestră şi forţează

înaintarea aerului cald.

Se disting aici frontul rece de ordinul I şi frontul rece de ordinul II.

Frontul rece de ordinul I se deplasează cu viteză mai mică şi linia frontului face un unghi

ascuţit cu izobarele. Răcirea adiabatică determină condensarea vaporilor şi formarea norilor

Cumulonimbus. După trecerea liniei frontului, aerul cald în ascensiune lentă determină formarea

norilor stratiformi Nimbostratus şi Altostratus. Precipitaţiile sunt continue, generalizate, dar zona

de precipitaţii este mai îngustă ca la frontul cald.

Frontul rece de ordinul II se deplasează cu viteză mare şi linia frontului face un unghi de

90 cu izobarele. La apropierea sa apar nori Altocumulus sau Altostratus, Nimbostratus şi

Cumulonimbus. Lăţimea sistemului noros este sub 200 km. Revărsarea aerului rece cu viteză

mare la sol determină ridicarea prin mişcări violente a aerului cald şi formarea norilor

Cumulonimbus. Precipitaţiile sunt sub formă de averse însoţite de descărcări electrice. Vântul

suflă în rafale.

Frontul rece de ordinul I

Frontul rece de ordinul II

Variaţia elementelor meteorologice la trecerea frontului rece

Elementele meteorologice

În faţa frontului La trecerea frontului

În spatele frontului

Presiunea Scade uşor; pe măsura apropierii frontului se accelerează

Creştere accentuată

Continuă să crească, apoi se stabilizează

Vântul Îşi menţine direcţia, se ro-teşte spre stânga în emisfera Nordică, creşte în intensitate, apar vijelii

Se schimbă brusc, viteza cu componenta N şi NW

Viteza scade treptat şi păstrează direcţia

Temperatura Uşoară scădere Scade brusc Scade uşor, apoi se stabilizează

Aspectul cerului

Apar norii Cumulonimbus şi Nimbostratus

Cumulonimbus cu dezvoltare pe verticală, apoi Cirrus şi Altostratus

Norii Cirrus, apoi se înseninează parţial

Precipitaţiile Ploi sub formă de averse Averse urmate de ploi cu caracter general

Aversele încetează parţial, ploi uşoare cu picături mai rare

Vizibilitatea Moderată spre slabă Slabă Rapidă îmbunătăţire, devenind foarte bună

3. Frontul oclus se formează când o masă de aer rece ajunge din urmă o masă de aer

cald.

Frontul oclus cald

Frontul oclus cu caracter cald : aerul rece din spatele frontului rece este mai cald decât

aerul rece din faţa frontului cald. Aerul rece posterior intră în ascendenţă pe suprafaţa frontală

caldă. Norii convectivi ai frontului rece posterior se unesc cu norii stratiformi ai frontului cald şi

dau precipitaţii.

Frontul oclus rece

Frontul oclus cu caracter rece : aerul rece din spatele frontului cald este mai rece decât

aerul rece din faţa frontului cald. Aerul rece posterior pătrunde sub aerul rece din faţa sa şi îl

determină să se ridice. Norii stratiformi ai frontului cald se unesc cu norii convectivi ai frontului

rece şi dau precipitaţii intense sub formă de averse.

4. Frontul cvasistaţionar ia naştere în urma deplasării meridionale a două mase de aer

cu temperaturi diferite, care în urma contactului rămân staţionare (nu se mai deplasează).

Bibliografie:

Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluvială, Editura ExPonto, Constanţa, 2001.

14. FRONTOGENEZA ŞI FRONTOLIZA. GENEZA ŞI EVOLUŢIA DEPRESIUNILOR.

STRUCTURA ŞI EVOLUŢIA PERTURBAŢIILOR

Perturbaţiile de la latitudini medii şi superioare sunt fenomene ondulatorii care iau naştere de-a lungul fronturilor (polar sau tropical) la contactul a două mase de aer cu proprietăţi diferite. Viteza lor de deplasare variază de la câteva noduri la 40 Nd iar durata de existenţă este de 4-10 zile, fiind chiar mai mare iarna.

Procesul de formare a unei perturbaţii se numeşte ciclogeneză. Condiţii optime de producere a ciclogenezei se întâlnesc, de exemplu, la latitudini temperate şi subpolare în sezonul rece, în condiţiile unor advecţii de aer polar peste suprafeţe marine străbătute de curenţi oceanici calzi (de exemplu în zona ins. Islanda în Oc. Atlantic de Nord şi a ins. Aleutine în Oc. Pacific de Nord).

Structura perturbaţiei cuprinde: - un centru de joasă presiune în care aerul cald şi uşor are o mişcare ascendentă în

spirală în sens invers acelor de ceasornic în emisfera nordică. Curenţii din jurul centrului au viteze diferite. Vânturile din imediata apropiere au la înălţimi mici 40 Nd iar la înălţimi mari 75 Nd.

- un front rece şi un front cald care formează un unghi situat cu vârful în centrul depresiunii.

- un sector cald între cele două fronturi (în partea sudică a depresiunii în emisfera nordică şi invers în emisfera sudică). Fluxul de aer cald foarte intens determină adâncirea depresiunii (scăderea presiunii în centrul ei) datorată alimentării cu aer cald, care măreşte viteza curenţilor care se înalţă în spirale. Condiţii favorabile apar deasupra suprafeţelor acvatice calde.

- un sector rece care înconjoară sectorul cald.

Evoluţia depresiunilor: Înaintarea frontului cald determină ridicarea aerului cald deasupra aerului mai rece.

Ascendenţa aerului cald determină răcirea adiabatică însoţită de condensare şi formarea norilor. În zona apropiată frontului cald fenomenul de condensare generează burniţe sau ploi liniştite. În zona frontului rece este forţată ascendenţa aerului cald care se face cu mişcări în spirală violente, condensarea determinând formarea norilor Cumulonimbus din care cad averse.

Linia de separare dintre frontul rece şi zona dinaintea acestuia este denumită linia grenurilor (în lb. engleză squall line) pentru că este caracterizată de vânturi puternice care îşi schimbă brusc direcţia. Are o extensiune de 50 Mm şi în interiorul ei se produc averse de ploaie sau ninsori violente. Frontul rece se deplasează cu viteză mai mare decât frontul cald. Înaintarea sa reduce deci treptat întinderea frontului cald. Când frontul rece a ajuns din urmă frontul cald are loc ocluzia, urmată de reducerea vitezei depresiunii şi de nivelarea diferenţelor de presiune.

Evoluţia unei perturbaţii: a) primul stadiu de dezvoltare; b) o perturbaţie bine dezvoltată (vedere de deasupra); c) stadiu apropiat de ocluzie; d) front oclus.

Bibliografie:

Chiotoroiu B., Hidrometeorologie fluvială, Editura ExPonto, Constanţa, 2001.