Meteorologie oceanica

CURS DE METEOROLOGIE ŞI OCEANOGRAFIE ©

1

Cap. I: OBIECTUL METEOROLOGIEI. INSTRUMENTE METEOROLOGICE LA BORDUL NAVEI 1.1 Obiectul meteorologiei. Elemente meteorologice. 1.2 Instrumente meteorologice la bordul navelor. Înregistrarea, mãsurarea şi determinarea

elementelor meteorologice la bordul navelor

Meteorologia – ramura a ştinţelor geofizice care cercetează proprietăţile fizice ale atmosferei terestre , fenomenele si dinamica proceselor aferente acesteia (cauzele care le generează şi efectele produse ) în scopul previziunii în timp şi spaţiu;

Caracterul preponderent fizic al proceselor şi fenomenelor studiate, au determinat si atribuirea denumirii de fizica atmosferei

Etimologie: Meteoron (gr.) - fenomen în aer

Logos (gr.) – ştiinţă

Ramuri (domenii) ale meteorologiei generale:

- Meteorologia sinoptică - studierea fenomenelor meteorologice (legile variaţii acestora şi prevederea lor) prin observaţii simultane, cu utilizarea mijloacelor de reprezentare cartografice, cuprinzand intinderi foarte mari;

- Meteorologia dinamică – studierea proceselor cinematice şi termodinamice cu metode fizico-matematice. Rezultatele obţinute sunt utilizate in meteorologia sinoptică;

- Actinometria – studiază regimul radiaţiilor solare; - Aerologia - se ocupa cu fizica atmosferei libere ( straturile înalte ale atmosferei); - Climatologia – studierea spaţială a proceselor şi fenomenelor atmosferice ( stabilirea

caracteristicilor dominante ale climei pentru perioade lungi prin observarea continuă a elementelor meteorologice şi prelucrarea valorilor obţinute cu ajutorul statisticii matematice);

- Meteorologia aplicată: Meteorologia aerodinamică, agrometeorologia, biometeorologia,meteorologia militară

Meteorologia maritimă – studiază cu precădere ansamblul proceselor şi fenomenelor care determină vremea pe intinsul mărilor şi oceanelor, precum şi efectele produse în mediul navigaţiei maritime , ca urmare a transferurilor de energie în cursul manifestărilor dinamice ale atmosferei ( corelaţia dintre „starea atmosferei” şi „starea mării” )

Obiectul meteorologiei Studierea fenomenelor şi proceselor din atmosferea terestră , a dinamicii acestora ce determină modificarea aspectului vremii ( vezi definiţia).


2

Elementele meteorologice

Numim element meteorologic orice parametru meteorologic masurat si observat.

Măsurători meteorologice: determinarea cantitativa a valorilor parametrilor meteorologici: temperatura aerului, temperatura apei marii, temperatura solului, presiunea aerului, directia si viteza vântului, precipitatii, caracteristicile masurabile ale norilor, umezeala aerului, grosimea depunerilor de gheata, grosimea stratului de zapada, descarcari electrice si altele specifice domeniului. Observatii meteorologice: evaluarea calitativa si descrierea fenomenelor meteorologice complexe, care nu pot fi definite complet prin masuratori cantitative: pâcla, aer cetos, ceata, vijelie, tromba, transport de zapada, viscol, descarcari electrice, starea cerului, starea suprafetei solului, vizibilitatea orizontala, transport de praf, transport de nisip, starea marii, furtuna si altele specifice domeniului;

1.2 Instrumente meteorologice la bordul navelor. Înregistrarea, măsurarea şi determinarea elementelor meteorologice la bordul navelor.

Pentru a prognoza starea vremii trebuie să fie îndeplinite două condiţii:

1) să se cunoască legităţile de evoluţie a fenomenelor meteo; 2) fenomenele meteo să fie observate nemijlocit prin intermediul unui program de

observaţii meteorologice, adică să fie supravegheate sistematic, atent, stările vremii, după un program riguros şi unitar pentru a permite compararea datelor.

Această supraveghere se realizează neîncetat pe platformele meteo, prin observaţii vizuale şi instrumentale, asupra unui număr de aproximativ 20 parametri ai diferitelor elemente meteorologice.

Observaţiile meteo cuprind majoritatea elementelor, unele efectuându-se cu elemente specifice. Instrumentele meteorologice cele mai des utilizate in cazul unei platforme meteorologice, sunt prezentate in Tabelul nr 1.

Tabelul nr.1.1

Nr crt Observații asupra: Instrumente cu citire directă

Instrumente cu înregistrare

1 Presiune atmosferică Barometrul cu mercur

Barometrul aneroid

Altimetre

Hipsometre

Barograful


3

Barometre cu înregistrare

2 Temperatura aerului Termometre ordinare

Termometre de maximă

Termometre de minimă

Termometre cu rezultate electronice

Termograful

3 Temperatura solului Termometre ordinare



Termometre cu tragere verticală

Termograf cu termocuplu

4 Vânt Giruete

Anemometre

Anemograf

Anemogiruete

5 Umezeala aerului Higrometre

Psihrometre

Higrograf

6 Nebulozitate Nefoscopul Ceilometre

7 Precipitaţii Pluviometre Pluviograf

8 Zăpadă Rigle de zăpadă

Densimetre

9 Vizibilitate Vizibilimetre

10 Durata de strălucire a Soarelui

Heliograf

11 Depuneri de gheaţă Chiciurometre

Nr. C

1. T

2. a

3. V

4. p

5. Ra

6 Umatm

Unitățile

Caracteristica

Temperatura

Presiunea atmosferică

iteza vîntulu

Cantitatea precipitaţiilor

adiaţia solar(fluxuri

energetice)

miditatea mosferică

CURS DE

de măsură

a Unitat

a

grade

grade F

grade

hecto

mi

milimetrme

ui

metru p

kilom

r mili

ră k

megadpătr

kilovat

UmiditaUmiditaTemperade rouă

E METEOROL

ă a elemen

tea de măsur

e Celsius (ºC

Fahrenheit (º

e Kelvin (ºK

opascal (hPa

ilibar (mb)

ru a coloaneercur (mm)

e secundă (m

metru pe oră(km/h)

imetri (mm)

caloria

kilocaloria

djoul pe metrat (MJ/m2)

t pe oră (kW

atea absolutăatea relativă atura punctu

LOGIE ŞI OC

4

ntelor met

ră

C)

ºF)

K)

a) 1

ei de

m/s)

ă

1

,

ru

W/h)

ă

ului

CEANOGRAFI

teorologice

Corelaţia u

°C = (°

°F = °

ºK =

hPa = 1 mb

1 mb, 1 h

1 mm =

760 mm

1 m/

1 km/

1 mm = 1000

1 cal = 4

I =F /

1 MJ/m

1 kW/

FIE ©

e şi corela

unităţilor de m

°F – 32) x 0,

°C × 1,8 + 3

°C + 273,15

b. 1 hPa = 0,7

hPa = 0,7506

1,3332 hPa,

m = 1013,3 h

/s = 3,6 km/h

/h = 0,278 m

00 litri/ha =

4,188 x 107

S ( cal / cm

m2 = 0,277 kW

/h = 3,6MJ/m

g/m3

%

0c

ția lor

măsură

,55

2

5

7506 mm

6 mm

, mb

hPa

h

m/s

1 litri/m2

ergi

m2 ⋅ min ) .

W/h

m2


5

Deficitul de saturatie (thorr, mmHg, mbar sau inci)

La o navă de transport maritim, observaţiile şi măsurătorile meteorologice sunt limitate

de cerinţele concrete ale navei, de aparatura specifică de la bord.Unele nave hidrografice, nave şcoală , militare etc sunt dotate cu staţii automate cu transmitere satelitară cât şi prin transmitere electrică de pe puntea etalon in cabina de navigaţie. Prin aceste staţii se obţin datele principalelor elemente meteorologice ( presiune atmosferică, vant, temperatură, umiditate, etc).

În majoritatea cazurilor insă, se impun impun măsurători şi observaţii directe, motiv pentru care in cadrul şedinţelor de seminar se vor expune succint modalităţile de măsurare distincte a fiecărei categorii de elemente ce caracterizează regimul anemobaric, termohigrometric şi al fenomenelor periculoase pentru navigaţia maritimă.


6

In tabelul nr 2 , sunt prezentate cele mai des intalnite instrumente de tip clasic, care privesc acest tip de determinări , existente la bordul navelor:

Nr crt

Observații asupra:

Instrumente cu citire directă Instrumente cu înregistrare

1 Presiune atmosferică

Barometrul cu mercur‐ pentru masurarea P cu precizie ridicată

Barometre aneroide – cele mai des utilizate

Barograful (zilnic sau săptămânal)


7

Barometre cu înregistrare

2 Vânt Anemometre , planşeta de vant Anemograf ( cu contacte electrice, electromagnetice,

manometrice)


8

3 Temperatura aerului

Termometre ordinare (cu Hg, alcool etilic)



Termograful sau in asociere cu

măsurarea umidității relative‐ termohigrograful


9

Termometre cu rezultate electronice

4 Umezeala aerului

Higrometre (cu fir de păr, cu membrană organică) Higrograf


10

Psihrometre ‐ determină tensiunea vaporilor de apă din aer si

umezeala relativă a acestuia.


11

6 Nebulozitate Utilizarea „atlaselor internaționale de nori”, Nefoscopul Ceilometre


12

1.2.1 Măsurarea şi determinarea presiunii atmosferice Determinarea variaţilor presiunii atmosferice se realizează in general cu ajutorul

barometrelor şi truselor hipsometrice (determinarea presiunii atmosferice la anumite inalţimi pe baza corelaţiei dintre temperatura de fierbere a apei şi presiunea atmosferica).La bordul navelor cele mai des utilizate sunt barometrele, din care se disting doua categorii: barometrele cu mercur şi cele aneroide

2.1.1. Barometrele cu mercur - intalnite mai ales pe navele de cercetare ştiinţifică, nave scoală dar si a navelor mari.Pirncipalele elemente componente:

- tub de sticlă ( L=80-82 cm , Dext=7mm); - suport - aparatoare pe care sunt inscrise gradaţiile şi pe care culisează un vernier ce se

aduce in dreptul meniscului mercurului din tubul barometric pentru citirea cat mai exactă; - rezervorul cu mercur –situat in partea inferioara a tubului; - termometru de precizie –pentru determinarea corecţiilor rapide de temperatură; - suspensia cardanica – mentinerea tubului in pozitie verticală in cazul mişcărilor de tangaj şi ruliu ale navei;

Etalonarea barometrelor cu mercur se realizează pentru o valoare a fortei de gravitatie la latitudinea de 450 32, 40,, (gravitatie standard de 980,665cm/sec2 la nivelul mării şi T0 de 00C).

Corecţii aplicate valorilor citite la barometru cu mercur in vederea determinării valorilor reale

a. Corectia in funcţie de temperatură Intrucat valoarea densităţii mercurului la T0 de 00C este de 13,596g/cm2 , orice

valoare peste sau sub 00C, induce variatii de densitate ce vor determina implicit erori de citire prin dilatarea sau contractarea coloanei de mercur.Corectie se extrage din tabele intocmite ptentru tipul de barometru cu mecur;

b. Corectia in funcţie de valoarea fortei de atractie gravitatională (in funcţie de latitudine) Deorece valoarea forţei gravitaţionale creste de la ecuatori spre poli, iar etalonarea

s-a produs pentru o latitudine de 450 32, 40,, corecţii negative pentru latitudini mai mici şi corecţii pozitive pentru latitudini mai mari – valorile se extrag tot tabelar;

c. Corectia in funcţie de inaltimea barometrului faţă de suprafaţa mării Necesară indeosebi când inălţimea la care este situat barometrul depăşeşte 10 m (vezi formula treptei barice) intrucat introduce erori de peste 1 mbar.Se determină tabelar sau prin calcul – treapta barică;

d. Corecţia datorită capilarităţii Se determină constructiv pentru fiecare instrument in parte , depinzand de atractia

moleculara a lichidului precum şi atractia moleculară faţă de corpul tubului, fiind menţionate in certificatul de livrare.

e. Corecţia faţă de un barometru etalon

Corectie periodică de precizie raportată la un instrument etalon de la o staţie meteorologică sau un institut de cercetări


13

Barometrele aneroide Sunt instrumentele meteorologice cu cea mai mare răspândire, intrand in dotarea

tuturor staţiilor meteorologice si a navelor de toate categoriile.Forma generală este rotundă şi plată , avand pe una din feţele sale o scală gradată (mmHg, mbar, inches) pe care varful acului mobil indică valoarea presiunii masurată in momentul respectiv.

Compunere generală: - Cutia - Scala gradata - Capsula barometrică (Vidi) sau coloana de capsule - Sistemul de transmisie (lamele , parghii, fire) cu amplificatorul si acul indicator;

Corectiile aplicate citirilor la barometru aneroid sunt aceleasi ca şi in cazul barometrului cu mercur , cu precizarea că de cate ori este posibil , valorile citite sa fie rapotate la valorile indicate ale unui barometru cu mercur iar periodic să fie verificate metrologic de institutele de specialitate in vederea determinării erorilor instrumentale (similare corectiei de capilaritate)

2.1.3. Barografele (zilnice sau săptămânale)

Sunt instrumentele meteorologice ce asigură inregistrarea in timp a variatiilor presiunii atmosferice (24 ore sau 7 zile) prin trasarea zilnica a curbelor de presiune numite barograme. Alcătuit din : receptor , sistem de transmitere şi amplificare a deformării şi mecanismul de înregistrare (tambur cu mecanism de ceasornic în interior).

1.2.2 Măsurarea şi determinarea umezelii atmosferice Are la bază proprietăţile unor anumite ţesuturi şi substanţe organice de a absoarbe

umezeala din aer , proces ce determină dilatarea acestora.La scăderea concentratiei de vapori din aer, acestea vor ceda umezeală proprie, contractandu-se.

In urma studierii diferitelor substanţe, firele de păr omenesc s-au bucurat de un interes deosebit (firul de păr blond) .Se remarcă că la o creştere a umezelei aerului intre 0-30%, firul se alungeşte cu mai mult de ½ din lungimea iniţială (pentru valori mai mari ,alungirea inregistrează valori din ce in ce mai mici).Proprietatea mentionata anterior a firelor de păr , a determinat construirea higrometrelor cu fir de păr.Iniţial se utiliza un singur fir, ulterior trecandu-se pentru mărirea preciziei la utilizarea manunchiului de fire (10-15).

Tot din categoria higrometrelor de absorbţie, sunt cele care utilizează ca element sensibil un fir tras din pelicula foarte subtire de pe peretele intestinelor de bovine

Psichrometrele –determinarea tensiunii vaporilor de apă din aerul atmosferic.Format in principal din 2 termometre ( unul uscat si celalalt umed – rezervorul său este acoperit cu o panză absorbantă care se umezeşte).Ca urmare a evaporării produse, termometrul umed va indica o T0


14

mai mica decât cel uscat, diferenta dintre cele două se numeşte diferenţă psichrometrică.Citirea la cele 2 termometre se realizează când T0 la termometrul umed nu mai coboară

Măsurarea tensiunii actuale a vaporilor de apă, se realizează prin consultarea tabelelor psichrometrice , care in funcţie de diferenţa de T0 dintre cele 2 termometre, permit măsurarea valorilor tensiunilor vaporilor de apă şi a umezelii relative.

Higrometrele electrice- utilizează ca principiu de funcţionare dependenţa rezistenţei electrice a unui conductor de umezeala aerului.Conductorul se acopera cu o substanţă higroscopică (Clorură de litiu ,acetat de polivinil, etc) valoarea rezistenţii măsurandu-se cu o punte Wheastone.

Higrometrele cu izotopi radioactivi (izotopi de Cobalt) ce necesita sursa de radiaţii inchisă intr-un tub metalic, contor de cuante gamma, sursa de alimentare electrică.Umiditatea se determina prin măsurarea cantităţii fluxului de radiatii (energia) care este diminuat la trecerea prin stratul de aer.

Termohigrometre cu memorie de date şi afişaje digitale – sunt cele mai utilizate la această dată,utilizand senzori cu semiconductori pentru umezeală,

Traductoare pentru umezeală relativă

1.2.3 Măsurarea şi determinarea temperaturii

Temperatura reprezinta principalul element meteorologic care exprima din punct de vedere fizic

viteza cu care particulele de aer efectueaza miscari de tip boolean (dezordonate) provocate de

starea termica a volumului de aer.

A. Unitatea de măsură – este gradul de temperatură, corespunzător unei diviziuni de

lungime a scării lineare. Mărimea temperaturii este dependentă de scara folosită:

a. scara termometrică Celsius (Cº/centigrade) care este cel mai frecvent utilizată pe plan

mondial (scara universală), aceasta având două valori importante: t1=0ºC (punctul de

îngheţ al apei la o atmosferă) şi t2=100ºC(punctul de fierbere al apei la o atmosferă);

b. scara Fahrenheit (ºF) cu un interval de 180 ºF (32ºF-212ºF); pentru conversia din grade

Celsius în grade Fahrenheit se foloseşte formula F=9/5C+32; punctul de fierbere al apei

este la 212 ºF, iar cel de îngheţ 32ºF;

c. scara Kelvin (K) sau scara temperaturii absolute la care 0K = -273,15ºC (zero absolut);

temperatura în grade Kelvin poate fi calculată prin adăugarea cifrei 273,15 temperaturii

în grade Celsius;

d. sc

(p

e. sc

ap

h

B

meteorol

corpurilo

a. Cla

a.1. d

- met

- med

- indu

- pen

cara Reaum

punctul de fi

cara Rankin

pei la 491,67

http://www.v

B. Măsurar

logic sau cu

or lichide sau

asificarea te

după scop şi

teorologice (

dicale;

ustriale;

tru întrebuin

CURS DE

mur (ºR), cu

ierbere al ap

e (ºRa), cu p

7 ºRa.

visionlearni

rea temper

u ajutorul u

u solide de a

ermometrelo

destinaţie:

(normale, de

nţări casnice

E METEOROL

gradaţii cu

ei);

punctul de f

ing.com/libr

0211

raturii aeru

unor senzori

a-şi mări sau

r:

e minimă, ma

etc.

LOGIE ŞI OC

15

uprinse între

fierbere al a

rary/module

21021101.g

ului – se

. Termomet

micşora vol

aximă, de m

CEANOGRAFI

e 0 (punctul

apei la 671,6

es/mid48/Im

if

realizează

trul funcţion

lumul în rapo

minimă şi max

FIE ©

l de îngheţ

67ºRa şi pun

mage/VLOb

cu ajutoru

nează pe ba

ort cu variaţ

ximă);

al apei) şi

nctul de îngh

bject-318-

ul termomet

aza propriet

ţiile termice.

80ºR

heţ al

trului

tăţilor


16

a.2. după natura elementului sensibil:

- cu lichid (mercur, alcool etilic, toluen);

- metalice;

- manometrice;

- electrice (cu termoelemente, rezistenţă electrică, termistori).

b. Tipuri de instrumente şi aparate utilizate în staţiile meteorologice

b.1. Termometrul meteorologic normal/ordinar:

- indică temeratura aerului din momentul observaţiei;

- are ca element sensibil mercurul cantonat într-un rezervor sferic/cilindric;

- scala are diviziuni cuprinse între -36 ºC şi 60-70 º C;

- citirile se fac de 4 ori/zi (orele 1,7,13,19) la orele de

observaţie climatică (exact la ora locală).

b.2. Termometrul de maximă:

- indică cea mai ridicată temperatură care a avut loc

între 2 observaţii;

- termometru cu mercur cu rezervor sferic/cilindric;

- limitele scalei sunt cuprinse între -36ºC şi +51ºC;

- tubul capilar prezintă în apropierea rezervorului o

îngustrare, realizată cu ajutorul unui fir de sticlă, care

nu permite mercurului să se retragă înapoi când

temperatura scade, indicând valoarea maximă existentă

în intervalul anterior;

- este situat în adăpostul meteorologic pe acelaşi suport cu termometrul de minimă, respectiv

culcat, cu capătul superior mai ridicat decât rezervorul;

- citirile se fac la orele 7 şi 19, fără a fi luat de pe suport.


17

b.3. Termometrul de minimă:

- indică cea mai scăzută temperatură care a avut loc între 2 observaţii;

- funcţionează cu toluen sau alcool bine rafinat (de cel puţin 96º) ;

- rezervor în formă de furcă, pentru a i se mări suprafaţa de contact cu aerul atmosferic;

- scala este gradată de la -50ºC la

+55ºC, cu diviziunea cea mai mică

de 0,5ºC;

- în interiorul tubului capilar există

un index (piesă de sticlă sau porţelan

alungită şi bombată la capete), care

se deplasează în jos odată cu

retragerea alcoolului din tub,

indicând temperatura minimă dintr-


18

un interval fără a se deplasa în sus la creşterea temperaturii;

- în adăpostul meteo este aşezat în poziţie perfect orizontală;

- citirile se fac la orele 7 şi 19.

b.4. Termometrul de minimă şi maximă (Six şi Bellani) :

- tub capilar în formă de U, cu rezervorul din stânga (cel de minimă) de formă cilindrică, iar

cel din dreapta (de maximă) în formă de pară;

b.5. Termograful:

- înregistrază continuu temperatura aerului într-un anumit interval de timp;

- principiul de funcţionare se

bazează pe deformările pe care le

suferă un corp metalic sub

influenţa temperaturii:

- este alcătuit din : receptor (lamă

bimetalică formată prin sudarea a

două lame de metal), sistem de

transmitere şi amplificare a

deformării şi mecanismul de

înregistrare (tambur cu mecanism

de ceasornic în interior).

Termograf


19

Cap. II: ATMOSFERA TERESTRĂ. COMPOZIŢIA, STRUCTURA ŞI PROPRIETĂŢILE FIZICE ALE ATMOSFEREI TERESTRE

2.1 Compoziţia aerului atmosferic. Structura pe verticală a atmosferei terestre. Procese şi fenomene ce se produc în atmosferă. 2.2 Radiaţiile solare şi procesele radiative din atmosferă şi de la suprafaţa Pământului. 2.3 Procese fizice de transformare a apei din atmosferă. Mărimi higrometrice 2.1 Compoziţia aerului atmosferic. Structura pe verticală a atmosferei terestre.

Atmosfera reprezintă învelişul de aer al Pământului, a cărui grosime este de la nivelul Pământului până la aproximativ 3000 km altitudine.

Masa atmosferică este egală cu 52·1014 tone. Forma atmosferei este asemănătoare cu cea a Pământului, dar deformarea la Poli şi la Ecuator este mai puternică.

Această formă este determinată de forţa centrifugă, a cărei valoare este maximă la Ecuator şi scade spre Poli, şi mai este determinată şi de încălzirile puternice de la Ecuator şi de răcirile de la Poli.

Aerul pe care il respiram este un amestec relativ stabil de cateva sute de gaze de diferite origini. Stratul gazos invaluie planeta si se misca odata cu ea. Proportiile de gaze, excluzand vaporii de apa sunt aproape egale pana la aproximativ 80 de km deasupra pamantului.

Compoziţia aerului atmosferic

Compoziţia chimică a atmosferei, componenţa gazoasă (% pondere volumetrică):

Azot (N2) - 78,09%;

Oxigen (O2) - 20,95 %;

Argon (Ar) - 0,937 %;

Bioxid de carbon (C02) - 0,03 %(variabil);

Neon (Ne) – 1,8*10-3;

Heliu(He)-5,24*10-4;

Kripton(Kr) - 1 *10-4;

Hidrogen (H2) - 5 *10-5;

Xe , O3, Rn s.a.m.d.


20

Observaţii:

- Primele trei componente sunt preponderente, ele reprezentând 99,97% din volumul total al aerului atmosferic

- Majoritatea componentelor au temperatura critică de lichefiere foarte scăzută – explică de ce în atmosfera terestră ele se menţin în stare gazoasă, în condiţiile normale ale presiunii atmosferice - In straturile joase ale atmosferei compozitia bioxidului de carbon variază in limite largi ( datorită activităţii industriale) - Vaporii de apă au cea mai mare variabilitate, de la 3-4% în zonele subecuatoriale pâna la 0,2% în zonele foarte reci si uscate;

Structura pe verticală a atmosferei terestre. Procese şi fenomene ce se produc în atmosferă.

Atmosfera, în funcţie de caracteristicile şi densitatea aerului este împărţită în 5 straturi :

- troposfera – 0 ÷ 18 km; - stratosfera – 18 ÷ 32 km; - mezosfera – 32 ÷ 80 km; - termosfera – 80 ÷ 1000 km; - exosfera – 1000 ÷ 3000 km.

Intre aceste straturi, autorii menţionează existenţa unor zone de tranzitie cu grosimi variabile ( de la cateva sute de metri până la cativa Km) numite tropopauză, stratopauză, mezopauză şi termopauză.

Troposfera

Este stratul de la contactul cu suprafaţa Pământului în care este cuprinsă ¾ din masa atmosferică şi cuprinde 95% din vaporii de apă. Grosimea acestui strat la Ecuator este cuprinsă între 16÷18 km, la latitudini medii este de aproximativ 14 km iar la Poli de 8 km.

În troposferă temperatura scade cu altitudinea în medie cu 0,65˚C la suta de metri. Această scădere poartă numele de gradient termic vertical, γt .

Această scădere face ca la nivelul superior al acestui strat, la Ecuator temperatura să fie de -80˚C iar deasupra Polilor de numai -50˚C.

Există zone în care temperatura se poate menţine constantă cu altitudinea, fenomenul purtând denumirea de izotermie, iar în altele temperatura creşte cu altitudinea, fenomenul purtând denumirea de inversiune termică.

Troposfera este cel mai turbulent strat. Aici se produc mişcări de convecţie pe verticală, atât ascendente cât şi descendente, care au rolul de a omogeniza din punct de vedere termic aerul, şi mişcări de advecţie numai pe orizontală, care au rolul de a transporta masele de aer dintr-o regiune în alta.


21

În troposferă se produc toate fenomenele meteo : variaţii de temperatură şi presiune, vânt, nori, precipitaţii, aici se formează centrii barici şi fronturile atmosferice.

Tropopauza Tropopauza are o grosime de la câteva sute de metri până la 2 km. Este mai groasă deasupra polilor şi mai subţire deasupra Ecuatorului. Nu este un strat continuu, ea prezentând 2 trepte : una în zona subpolară şi alta în zona

subtropicală unde prezintă o ruptură. În zona de ruptură se produc diferenţe mari de temperatură şi presiune, aici luând naştere

curenţi cu viteze egale cu 700 km/h. Aceştia reprezintă curenţii jet sau fulger (jet-streams), cu un circuit foarte meandrat pe direcţia E-W.

Stratosfera În stratosferă aerul este rarefiat, temperatura lui începând de la 18÷25 km menţinându-se

aceeaşi ca la nivelul superior al troposferei, iar între 25÷32 km temperatura creşte până la aproximativ 0˚C.

Mezosfera (ozonosfera) Mezosfera prezintă o variaţie foarte puternică a temperaturii. Până la 50 km temperatura

scade brusc la valori cuprinse între -60÷-70˚C. De la 50÷55 km temperatura creşte brusc la +75˚C, iar între 55÷80 km scade iar până la -110˚C.

Mezosfera este principalul strat de ozon. În acest strat se produce un fenomen foarte “ciudat” : reflexia undelor sonore.

Termosfera (ionosfera) Termosfera reprezintă stratul celor mai ridicate temperaturi. La nivelul superior sunt

+3000˚C. Această temperatură este determinată de ionizarea puternică a moleculelor de aer rarefiat de către razele X, γ şi corpusculare de la Soare.

Aici se formează aurorele boreale. Tot aici se produce reflexia undelor radio. Există patru straturi de reflexie a undelor radio:

- D – unde lungi (la 85 km); noaptea, acest acest strat se reduce considerabil - E – unde medii pana la 3,5 Mhz; ( 85 – 120) Km - F1 – unde scurte;pana la 7,5Mhz ( 120 – 480) Km –mare concentratie de electroni - F2 – unde ultrascurte.

Exosfera

În exosferă nu mai există aer. Distanţa dintre moleculele de aer creşte la 100 km Mai putem face o ierarhizare a atmosferei după caracteristicile dominante ale

constituientelor : omosfera( 0-100 km), eterosfera( 100-10000km), magnetosfera( 10000-64000km) .

Aceasta din urmă este caracterizată prin centurile de radiaţii sub formă de potcoavă numite centuri van Allen.


22

2.3 Radiaţiile solare şi procesele radiative din atmosferă şi de la suprafaţa

Pământului. Principala sursă de încălzire a aerului şi Pământului este Soarele, care emite o cantitate de

energie egală cu 3216·1027 calorii/minut. Temperatura în interiorul Soarelui este estimată la aproximativ 1.000.000 ˚C la nivelul

coroanei solare, 20 000˚C la nivelul cromosferei iar la suprafaţa lui de aproximativ 6000˚C (fotosferei). Această căldură provine din procesele de transformare a hidrogenului în heliu.

Energia emisă de Soare se numeşte radiaţie electromagnetică şi are în componenţă raze X, γ, corpusculare, ultraviolete, infraroşii (calorice) şi luminoase., caracterizate prin lungimi diferite de undă , domeniul total reprezentand spectrul solar, cuprinzand emisii intre cativa angstromi (Ă 10-7 mm) şi cativa cm. Dintre acestea, numai o mica parte a radiaţiilor ste percepută de ochiul omenesc: 3700 – 7600 Ă.Separat de acest domeniu, se mai disting alte două domenii:

- domeniul radiaţiilor ultraviolete: 2000-3700 Ă - domeniul radiaţiilor infraroşii: 7600 -3 mil Ă Cantitatea de energie „trasportată”, raportată la efectul caloric, depinde de lungimea de

undă.Astfel, radiaţiile ultraviolete transporta aprox 7%,, radiaţiile din domeniul vizibil 50% iar cele infrarosii 43%

La limita superioară a atmosferei ajunge o energie egală doar cu 24·1018 calorii/minut., Pamântul primind a doua milioana parte. Aproximativ, 55% este absorbită de atmosfera terestră,de materia micrometeorică, de vaporii de apă din troposferă precum şi de intreaga suprafaţă terestră (continentală şi oceanică), iar restul de 45% este reflectată. Radiaţia absorbită la nivelul suprafetei terestre este transformată in caldura, care apoi este difuzată in atmosferă sub forma der adiaţii infraroşii

Cantitatea de energie primită de Pământ perpendicular pe o suprafaţă de 1 cm2 în timp de un minut se numeşte constantă solară şi este egală cu 1,99 calorii/cm2 în timp de un minut.

Cantitatea de energie primită de Pământ este variabilă ea fiind influenţată de forma de geoid a Pământului, de mişcările lui, de înclinarea axei terestre, de caracterul suprafeţei terestre (uscat sau ocean) şi de gradul de acoperire cu vegetaţie.

O rază de Soare care pătrunde spre Pământ, suferă procese de absorbţie, reflexie şi difuzie, astfel că la suprafaţa Pământului ajunge un procent de 10÷40 % din radiaţia iniţială.

Radiaţia solară prezintă anumite tipuri :

radiaţia solară directă (I) – reprezintă cantitatea de energie primită pe 1cm2 într-un timp de un minut la suprafaţa Pământului, reprezentand acea parte a radiaţiilor emise de Soare care ajunge nemodificată la suprafaţa terestră ,sub forma unui fascicol de raze paralele. Este caracteristică cerului senin şi depinde de transparenţa cerului

radiaţia difuză (i) – este energia primită atunci când cerul este acoperit de nori fiind împrăştiată de nori în toate direcţiile. Cu cât valoarea transparenţei cerului este mai mică cu atât difuzarea este mai mare; mai este definită, ca acea parte a radiaţiilor solare care ajunge la suprafaţa terestră venind din toate direcţiile , după ce a fost difuzată de către moleculele gazelor componente ale atmosferei şi impurităţile aflate în suspensie ;

radiaţia globală (Q) este suma radiaţiei solare directe şi radiaţiei difuze , măsurate pe unitatea de suprafaţă orizontală ; radiaţia globală – este exprimată în kcal/cm2 pe an. La


23

Ecuator valoarea este de aproximativ 130÷140 kcal iar la Poli 70÷80 kcal radiaţia reflectată (Rs) este acea parte a radiaţiei globale care, cazând pe suprafaţa

terestră , este abătută de la direcţia iniţială , fără a suferi vreo modificare de altă natură . Ea depinde în mare parte de însuţirile fizice ale suprafeţei de incidenţă ( culoare , rugozitate, etc. ) şi de înălţimea Soarelui deasupra orizontului . De regulă , însuşirile de reflectare ale suprafeţei active se exprimă prin raportul dintre radiaţia reflectată şi radiaţia globală incidentă , care poartă numele de albedou (A) : A = (Rs / Q ) ⋅100 ;

Valoarea cea mai mare a albedoului o are zăpada proaspătă şi afânată – 90% din radiaţia

primită este reflectată. Urmează nisipul cu 60% şi vegetaţia cu 30÷40%. Pământul se încălzeşte uşor dar şi pierde uşor căldura primită, iar grosimea stratului încălzit

este de ordinul centimetrilor în adâncime (100 cm maxim). Apa se încălzeşte mai greu, dar pierde greu şi în timp căldura, iar stratul încălzit poate atinge 150 m datorită curenţilor verticali.

radiaţia terestră (Et ) reprezintă fluxul radiativ de undă lungă emis fără întrerupere de

suprafaţa terestră , conform legii lui Stephan şi Boltzmann , corectată cu coeficientul de emisie în infraroşii :

E = βσ T4 în care : β este coeficientul de emisie în infraroşu ;

σ este constanta lui Boltzmann (σ = 8,26 ⋅ 1011 cal /cm2⋅min⋅grad ) ; T este temperatura absolută .

radiaţia atmosferei ( Ea ) este fluxul radiativ de undă lungă emis neîncetat de atmosferă către suprafaţa terestră , conform legii lui Stephan şi Boltzmann

radiaţia efectivă (Eef ) reprezintă diferenţa dintre radiaţia terestră , îndreptată de jos în sus , şi radiaţia atmosferei , îndreptată de sus în jos :

Eef = Et – Ea ; bilanţul radiativ (B) este diferenţa dintre suma tuturor fluxurilor radiative de undă scurtă şi

lungă primite de o suprafaţă oarecare şi suma fluxurilor de undă scurtă şi lungă pierdute de aceasta sub forma radiaţiilor reflectate şi emise: B = I + i – Rs + Ea – Et .

Având în vedere că I + i = Q , relaţia este : B = Q – Rs + Ea – Et sau B = Q (1-A ) – Eef .

Toate fluxurile de energie radiantă pot fi exprimate în unităţi de măsură energetice sau

calorice . În meteorologie se utilizează aproape exclusiv unităţile de măsură calorice , deoarece cantitatea de căldură pe care o produc fluxurile radiative ce străbat atmosfera poate fi mai uşor determinată decât energia lor . În acelaşi timp, unităţile de măsură calorice răspund mult mai bine cerinţelor meteorologiei şi climatologiei , pentru că de căldura primită sau cedată de scoarţa terestră , prin mijlocirea fluxurilor energetice , depind toate elementele meteorologice ce caracterizează un punct sau o regiune oarecare .


24

Unităţile de măsură calorimetrice sunt caloria şi kilocaloria , iar 1 cal = 4,188 x 107 ergi .

În practica meteorologică se urmăreşte determinarea cantităţii de energie radiantă ( F ) ce cade pe o suprafaţă oarecare ( S ) , într-o unitate de timp . Aceasta se exprimă în cal / min .

Raportând cantitatea de energie ( F) a unui flux radiativ la suprafaţa (S) , pe care acesta cade , se obţine intensitatea ( I ) a fluxului respectiv , exprimată în cal /cm 2 ⋅ min :

I = F / S ( cal / cm2 ⋅ min ) .

Linke a propus ca intensitatea radiaţiilor să se măsoare printr-o unitate de măsură numită langley (ly) , care este echivalentă cu cal / cm2 ( 1 ly =1 cal/cm2).

Ca urmare a adoptării acestei noi unităţi de măsură , intensitatea fluxurilor radiative ce străbat atmosfera poate fi exprimată nu numai în cal/cm2⋅min ,ci şi în ly/min ( 1 ly = 0,6976 ⋅ 106 erg/cm2 ⋅ s = 0,0697 watt / cm2 )

Instrumente şi aparate utilizate pentru determinarea intensităţii fluxurilor de radiaţii : Instrumentele complexului radiometric sunt : radiometrul , pirometrul, albedometrul şi bilanţometrul –vezi seminar

2.3 Umiditatea atmosferică. Procese fizice de transformare a apei din atmosferă. Mărimi higrometrice

Umiditatea atmosferică provine din evaporarea apelor mărilor, oceanelor, apelor de la uscat şi din procesele de respiraţie ale oamenilor, animalelor şi plantelor.

Anual se evaporă o cantitate de 519 000 km3 de apă, din care 448 000 km3 din mări şi oceane iar 71 000 km3 de la suprafaţa uscatului.

În medie, pe un an de zile în zonele temperate şi polare se evaporă un strat de apă între 700 mm iar la latitudini mici un strat de apă de aproximativ 1000 mm.

În atmosferă, umiditatea este prezentă prin toate stările de agregare ale apei


25

95 % 5 % La un moment dat, în atmosferă pot coexista toate cele trei stări de agregare ale apei (la

temperatura de 0,00075˚C şi presiunea de 6,1 mb). p [mb] apă gheaţă 8 6,1 4 2 vapori de apă t [˚C] -4 -2 0 2 4 Cantitatea de umezeală din atmosferă are valoarea minimă şi chiar 0 în aerul rece şi uscat de

la Poli şi valoarea maximă în aerul cald de la Ecuator. Pentru fiecare valoare de temperatură există o limită a cantităţii de vapori de apă, care se numeşte saturaţie.

Marimi higrometrice:

Umiditatea absolută (a)- starea de saturatie cu vapori de apă a atmosferei – valoarea maximă a cantităţii de apă pe unitatea de volum de aer atmosferic, la o temperatură şi presiune dată ( g/m3)

a = ρv=0,81e/1+αt (g/m3)

unde e - tensiunea actuală a vaporilor 0,81 coeficient empiric α-coeficient de dilatare termică a gazelor-0,004

Vapori de

Cristale de gheață

Picături de

apă

Punctul triplu al apei


26

Se lucrează mai des cu umiditatea relativă şi temperatura punctului de rouă. Umiditatea relativă reprezintă raportul dintre cantitatea de vapori de apă aflată în aer la un moment dat şi cantitatea maximă posibilă. Ea scade la creşterea temperaturii şi creşte la scăderea temperaturii.

r = e/ E * 100% unde :

e- tensiunea actuală a vaporilor ce exprima valoarea real determinată a presiunii exercitate de vaporii deapă din atmosferă E- tensiunea maximă a vaporilor la aceeasi T – tensiune de saturare, reprezintă presiunea maximă pe care vaporii din atmosferă o pot exercita la T la care are loc evaporarea.

Unităţile de măsură utilizate pentru tensiunea vaporilor de apă sunt cele folosite pentru

caracterizarea presiunii atmosferice (thorr, mmHg, mbar sau inci) Punctul de rouă reprezintă temperatura la care într-un aer saturat se produce condensarea

(td) Deficitul de saturatie – exprima diferenţa dintre tensiunea maxima (de saturatie) şi

tensiunea actuală d = E-e

Umiditatea este reprezentată de două procese : evaporarea şi condensarea.

1. Evaporarea se produce în următoarele situaţii :

- existenţa maselor de apă; - existenţa afluxului de căldură – determină energia necesară evaporării pentru că în acest

proces căldura se consumă iar suprafaţa evaporată se răceşte. Căldura folosită la evaporare intră în stare latentă în vaporii de apă, fiind eliberată în timpul proceselor de condensare;

- existenţa mişcărilor turbulente – vânt. Într-un an, la suprafaţa uscatului se evaporă un strat de 41 cm de apă, iar la suprafaţa

oceanului 101 cm de apă (în emisfera nordică); în emisfera sudică se evaporă un strat de aproape 200 cm de apă. 2. Condensarea este procesul de transformare a vaporilor de apă în picături. Se poate realiza la

3 nivele: - la nivelul solului ⇒ roua şi bruma; - la mică înălţime deasupra Pământului ⇒ ceaţa şi pâcla; - la înălţime ⇒ norii. Condiţiile în care se poate produce condensarea sunt : - saturaţia aerului; - existenţa nucleelor de condensare.


27

Saturaţia se poate realiza prin evaporarea sau prin răcirea aerului care se poate produce prin radiaţie nocturnă sau prin destindere adiabatică (răcirea aerului prin mişcarea ascendentă a acestuia fără aport de energie din afară, folosindu-se energia internă a aerului).

Nucleele de condensare pot fi cristale de sare masivă, pulberi minerale sau organice, picături

de apă existente. Principalul produs al condensării îl reprezintă norii.


28

Cap. III: PESIUNEA ATMOSFERICĂ

3.1 Presiunea atmosferica. Definirea presiunii atmosferice. Unități de măsură. Distribuția pe verticală şi pe orizontală a presiunii atmosferice. Variațiile zilnice şi anuale ale presiunii. Variații neperiodice.

3.2 Definirea izobarelor. Reprezentarea câmpului baric. Forme principale de relief baric. Gradientul baric. Tendința barică.

3.3 Forme secundare de relief baric: talvegul depresionar, dorsala anticiclonică, şaua barică, culoarul depresionar, galeria depresionară, mlaştina barometrică. Definiții, caracteristici, forme de reprezentare grafică pe hărțile meteorologice .

3.1 Presiunea atmosferica. Definirea presiunii atmosferice. Unități de măsură. Distribuția pe verticală şi pe orizontală a presiunii atmosferice. Variațiile zilnice şi anuale ale presiunii. Variații neperiodice.

3.1.1 Definirea presiunii atmosferice Prin presiune atmosferică se înţelege greutatea cu care apasă o coloană de aer cu secţiunea de

1cm2 şi cu înălţimea considerată de la nivelul la care se face determinarea şi până la limita superioară a atmosferei. Forţa gravitaţională este aceea care menţine atmosfera în jurul Pământului şi tot ea îi imprimă acestuia o anumită greutate.

Prin definitie, vom avea p=dF/dS Studierea regimului şi repartiţiei presiunii atmosferice prezintă o importanţă teoretică

deosebită deoarece permite explicarea circulaţiei generale şi locale a atmosferei, precum şi a unor procese meteorologice cum ar fi: schimbul gazos între atmosferă şi sol, evaporaţia sau evapotranspiraţia.

Toricelli este primul care a evidenţiat presiunea atmosferică.

TfF 15103,5 ⋅= – reprezintă presiunea cu care apasă întreaga atmosferă asupra globului.


29

Presiunea atmosferică variază de la o zonă la alta în funcţie de latitudinea geografică şi de temperatura aerului. Presiunea variază invers proporţional cu temperatura.

3.1.2 Unităţi de măsură

În practica meteorologică, unitatea de măsură pentru presiunea atmosferică este milibarul (mb) sau hectopascalul (hPa) şi milimetrul coloană de mercur (mmHg). În sistemul internaţional de unităţi de măsură se utilizează pascalul (Pa) având ca multiplu hectopascalul (hPa).

Se consideră presiune normală , presiunea de 760 mmHg la nivelul mării la temperatura de 0˚C şi la latitudinea de 45˚., rezultand astfel o greutate a coloanei de 1033,3 g având in cedere că 1 cm3 Hg = 13,596g la T0= 00C.

În sistemul CGS s-a adoptat barul = 1.000.000 dyne/cm2= greutatea unei coloane de Hg cu h= 750 mmHg.În meteorologie se foloseşte milibarul (mbar) = 1000 dyne/cm2= pres exercitată de o coloana de Hg= 0,75 mm, situatie in care:

1 mm Hg=4/3 mbar=1,33 mbar

Presiunea atmosferică

hectopascal (hPa) 1 hPa = 1 mb. 1 hPa = 0,7506 mm

milibar (mb) 1 mb=1 hPa =100Pa=100 N/m2 = 0,7506

mm

milimetru a coloanei de mercur (mm)

1 mm = 1,3332 hPa, mb

760 mm = 1013,3 hPa

Presiunea prezintă tipurile de variaţii : pe verticală, pe orizontală (vezi subcap 3.2.3 ) periodice şi neperiodice

3.1.3.Variaţia pe verticală Presiunea scade cu altitudinea. Scăderea nu este liniară ci exponenţială – la creşterea înălţimii

în progresie aritmetică, presiunea scade în progresie geometrică. Treapta barică – reprezintă valoarea înălţimii cu care trebuie să ne ridicăm sau să coborâm

pentru ca presiunea să varieze cu 1mb. Plecand de la formula barometrică a lui Babinet (utilizată în meteorologie pentru calculul

diferenţei de nivel dintre două staţiuni meteorologice, reducerea presiunii măsurate intr-un anumit punct în presiunea măsurată la nivelul mării şi implicit calculul treptei barice)

)1()1(21

8000 tppoppo

h α+−•+

= ,


30

şi intrucât treapta barică reprezintă o distanţă pe verticală pentru care se înregistrează o

creştere sau o descreştere a presiunii de 1 mbar, in formula barometrică a lui Babinet vom avea 1ppo − =1 mbar, iar 1ppo + este aproximativ 2p, deci p = ( 1ppo + )/2, inlocuind obţinem

relaţia treptei barice:

)1(8000 tp

h α+= ,

unde : p = presiunea ; α = coeficientul de dilatare al gazelor (0,04) ; t = temperatura din momentul respectiv ; 8000 = constantă convenţională Treapta barică se mai defineste şi grosimea unui strat de aer din atmosfera, ce este

caracterizat printr-o diferenta de presiune de 1 milibar intre suprafata sa inferioara si cea superioara.

3.1.4 Variaţiile periodice Variaţiile zilnice Se caracterizează prin două minime şi două maxime. Pentru zona ecuatorială şi tropicală,

minimele se produc la ora 400 şi la 1600 iar maximele la 1000 şi la 2200. Amplitudinea zilnică este de 3 mb. Variaţia zilnică a presiunii atmosferice are un caracter mai bine reliefat faţă de celelalte

elemente meteorologice. Această variaţie a presiunii prezintă variaţii simple sub formă de unde, cu perioade diferite (de 24, 12, 8 şi 6 ore), dintre acestea fiind reprezentată mai clar unda de 12 ore (semiundă). Gama variaţiilor zilnice ale presiunii aerului este scoasă în evidenţă de valorile medii ale acestor oscilaţii. În afara de acestea, existenţa variaţiilor mai este legată şi de mişcarea de revoluţie a Lunii. Variaţia zilnică a presiunii este influenţată de latitudine, astfel, în regiunile tropicale şi ecuatoriale prezintă două maxime (între 9-10 şi 21-22) şi două minime (între orele 3-4 şi 15-16), cu amplitudinea oscilând între 2,5 şi 3 torri. Pe măsura creşterii latitudinii, amplitudinea variaţiilor în timp de 12 ore (semidiurne) ale presiunii se micşorează treptat, ajungând de ordinul zecimilor de torri. În ţara noastră, variaţia zilnică a presiunii este caracterizată prin amplitudini care nu depăşesc 2-3 torri. Variaţiile periodice ale presiunii în regiunea latitudinilor mijlocii atenuate de variaţiile neperiodice ale presiunii. Variaţiile zilnice ale presiunii se datoresc deformărilor elastice aerului atmosferic, sub influenţa variaţiilor de temperatură şi sunt tensificate prin fenomenul de rezonanţă

Maree barometrică – tipul de variaţie caracteristică zonelor tropicale. Este un element foarte important în navigaţie deoarece este un semn al apropierii unui ciclon tropical, în momentul abaterii de la ora la care trebuie să se producă variaţia.

La latitudini temperate şi polare producerea maximelor şi minimelor este dereglată de condiţiile locale şi schimbările neprevăzute de vreme (0,3 mb la latitudini polare şi 0,7 mb la latitudini temperate).


31

De asemenea mai influenţează şi anotimpurile : nu se mai păstrează intervalul de 12 h. Variaţiile anuale Variaţia anuală a presiunii atmosferice este determinată de latitudinea geografică, de

influenţa anotimpurilor asupra repartiţiei presiunii pe suprafaţa Pământului, precum şi de natura scoarţei terestre (regiunile de uscat şi întinderile mari de apă). Astfel, în zonele latitudinilor tropicale şi ecuatoriale, unde influenţa anotimpurilor este mică, variaţiile anuale ale presiunii sunt neînsemnate

Se caracterizează printr-un maxim şi un minim în funcţie (şi diferit de la producere) de caracteristica suprafeţei terestre, uscat-ocean.

În zonele litorale mai poate apărea o maximă la sfârşitul toamnei atunci când apa este încă rece, şi o minimă la sfârşitul primăverii.

Se disting trei tipuri de variaţii anuale ale presiunii atmosferice după natura suprafetei terestre:

- Tipul continental - Tipul oceanic - Tipul polar sau arctic

1. Tipul continental este caracteristic regiunilor de uscat de la latitudinile mijlocii şi mari şi se observă în interiorul continentelor, şi mai ales al celui asiatic. Amplitudinea variaţiilor de presiune scade din interiorul uscatului către ocean şi mări. (Astfel, în regiunile polare şi subpolare amplitudinea anuală a variaţiilor de presiune atinge 25 mbar, în regiunile temperate continentale oscilează între 8 şi 12 mbar, iar în regiunile oceanice de la latitudinile temperate nu depăşesc câţiva milibari.) În condiţiile de continent, presiunile ridicate se datoresc răcirilor accentuate ale scoarţei terestre în timpul iernii, când se produc maxime de presiune, iar vara, din cauza încălzirii suprafeţei terestre, se produc valorile minime ale presiunii.

2. Tipul oceanic este caracteristic oceanelor şi se observă, la staţiile de litoral şi pe insulele din interiorul întinderilor mari de apă. Variaţia anuală a presiunii prezintă un maxim de presiune vara şi un minim toamna, târziu. Uneori, mai apare un al doilea maxim, iarna, şi un al doilea minim, primăvara. Amplitudinea variaţiei anuale la acest tip este mai mică şi abia atinge 3-4 mbar.

3. Tipurile intermediare (polar şi subpolar) se produc regiuni ale globului terestru, cum sunt regiunile Oceanului Îngheţat de Nord, unde, în variaţia anuală a presiunii, se produc două valori maxime: una în lunile aprilie-mai şi alta în luna noiembrie; cele două valori minime se produc în luna ianuarie şi în luna iulie. În general, variaţia anuală a presiunii atmosferice se schimbă cu înălţimea, amplitudinea variaţiilor de presiune crescând cu înălţimea.

vara iarna uscat p. minimă p. maximăocean p. maximă p. minimă

Valorile amplitudinii anuale cele mai mari sunt în zona subpolară (20 mb).


32

Variaţia presiunii la suprafaţa pământului se materializează pe hartă cu ajutorul izobarelor. Aceste izobare se trasează prin interpolare din 4 în 4 mb, din 5 în 5 mb sau din 10 în 10 mb.

3.1.5 Variaţiile neperiodice Se mai numesc şi perturbaţii şi reprezintă categoria cea mai insemnată a modificărilor de

presiune.Au drept cauză modificările zilnice ale bilanţului radiativ-caloric inregistrat pe diferite suprafete ale scoarţei terestre combinate cu incălzirea inegală a straturilor inferioare ale maselor de aer din troposferă.

Insemnatatea acestei categorii devariatii rezultă din amploarea lor (până la maxim 166 mbari) cat şi din multitudinea de fenomene meteorologice care le generează, determinând schimbarea caracteristicilor vremii.

Estimarea sensului in care va interveni modificarea de presiune (creştere sau scădere), precum şi a valoarii pe care o vaatinge această modificare intr-o anumită perioadă de timp este denumită tendinţă barică.

Această estimare, ce se transmite indeosebi de staţii meteorologice de coastă, are o insemnătate deosebită pentru navele ce staţionează la ancoră sau cele ce se indreaptă spre zone cu funduri mici sau curenţi puternici.

3.2 Definirea izobarelor. Reprezentarea câmpului baric. Forme principale de relief

baric. Gradientul baric. Tendinţa barică. 3.2.1 Definirea izobarelor. Reprezentarea câmpului baric Imaginea globală a distribuţiei presiunilor intr-o anumită zonă şi la un anumit moment,

permite realizarea unor hărţi in care valorile identice de presiune in diferite puncte ale regiunii reprezentate pe hartă, sunt unite prin linii continue, denumite linii izobare.

Izobarele sunt linii curbe închise care închid în interior un centru de maximă presiune sau de minimă presiune.

Configuratia distribuţiei presiunilor realizată cu ajutorul liniilor izobare pe o hartă sinoptică este denumită câmp baric, formă barică sau relief baric ( intrucât izobarele au un aspect oarecum similar cu curbele de nivel utilizate in topografie), campul baric reprezentând astfel, campul distributiei presiunii atmosferice in plan orizontal

Relieful baric se obtine prin trasarea izobarelor pe o harta meteorologica. Presiunea

atmosferica este redusa la suprafata marii si apoi este transpusa pe harta sinoptica, iar izobarele se traseaza din 4 in 4 mb, pentru anumite ore.

Relieful baric cuprinde perturbatii: - principale; - secundare (derivate). Perturbatiile principale ale reliefului baric sunt: - maximul barometric H sau anticiclonul; - minimul barometric L sau ciclonul, depresiunea barica.


33

Centrii de maximă presiune se numesc anticicloni (M, B, H) marcându-se pe hartă cu albastru, iar centrii de minimă presiune se numesc depresiuni (D, H, L), ( ciclon – este o denumire improprie).

Trasarea şi marcarea centrilor barici pe o hartă meteorologică reprezintă relieful baric al respectivei suprafeţe.

3.2.2 Forme principale de relief baric. Gradientul baric. Tendinţa barică Anticiclonii Anticiclonii reprezintă o zonă de presiune înaltă în care valorile izobarelor cresc de la

periferie spre centru iar gradientul baric orizontal este orientat de la centru spre periferie. Prin gradient baric orizontal (γb) se înţelege diferenţa de presiune dintre două puncte, fiind

orientat întotdeauna perpendicular pe izobare de la presiunea mare la presiunea mică şi exprimă valoarea descreşterii presiunii pe unitatea de distanţă.

Prin gradient baric vertical (γv) se înţelege diferenţa de presiune dintre două puncte situate in plan vertical şi exprimă valoarea descreşterii presiunii pe unitatea de inăţime (

γb M 1040 1035 M 1030 Mişcarea aerului în anticiclon este descendentă pe verticală, divergentă pe orizontală, în

sensul acelor de ceasornic în emisfera nordică – vezi fig. 3.1; 3.3. Presiunea în anticiclon variază între 1015 şi 1050 mb.

np

b ∆∆⋅−=

ργ 1

Semnul (–) ne arată sensul scăderii. ρ – densitatea aerului ∆p – diferenţa de presiune dintre două puncte ∆n – distanţa dintre cele două puncte Anticiclonii ocupă suprafeţe de mii de km2, se deplasează cu viteză mică (max. 30 km/h),

adică durata lor de acţiune este foarte mare (poate dura până la 4 luni). Vremea în anticiclon este o vreme frumoasă, mai răcoroasă vara şi rece iarna, fără

precipitaţii, singurul fenomen întâlnit fiind ceaţa. Mişcarea descendentă a aerului provoacă această vreme frumoasă. Anticicloanele pot fi clasificate in reci şi calde , fiecare din aceste categorii putand fi permanente sau temporare.Se definesc ca anticicloane reci, formaţiunile


34

barice caracterizate prin presiuni inalte ce iau naştere in regiuni sau anotimpuri reci ale globului, deasupra intinderilor mari de uscat

Cel mai puternic anticiclon este anticiclonul siberian – 1050 mb în interior. Se definesc ca anticicloane calde, formaţiunile barice caracterizate prin presiuni inalte ce iau

naştere deasupra uscatului sau a mării , in condiţiile anotimpurilor calde sau a zonelor caracterizate prin temperaturi medii inalte.

La periferia anticiclonului, în partea anterioară sau posterioară, sub efectul aerului mai cald din jur, pot să se formeze nori şi să cadă precipitaţii.

Fig 3.1 Mişcarea aerului într-un ciclon, respectiv anticiclon în emisfera nordică Depresiunile (ciclonii) Depresiunile sunt zone de minimă presiune, valorile fiind cuprinse între 960÷1013 mb. Valorile izobarelor scad de la periferie spre centru, iar gradientul baric orizontal este orientat

de la periferie spre centru.

Figura 3.2 Harta sinoptică la nivelul Europei cu prezentarea elementelor principale ale reliefului baric


35

Mişcarea aerului pe verticală este ascendentă, pe orizontală este convergentă în sens invers

acelor de ceasornic în emisfera nordică (vezi fig. 3.1; 3.3) Izobarele sunt mai dese în cazul depresiunilor, ceea ce duce la apariţia vânturilor mai

puternice.

Fig.3.3 Miscarea aerului pe orizontală intr-o depresiune (ciclon), reespectiv anticiclon in cele două emisfere

Depresiunile ocupă suprafeţe de aproximativ 1000 km2, se pot deplasa cu viteze de până la

120 km/h, şi au o durată de acţiune redusă – 3÷7 zile. Condiţiile de vreme sunt determinate de mişcarea ascendentă a aerului cald şi umed; se

formează nori şi cad precipitaţii. În partea anterioară a unei depresiuni sunt precipitaţii obişnuite, corespunzătoare frontului cald. În partea posterioară a depresiunii cad averse corespunzătoare frontului rece.

Partea centrală a depresiunii este zona sectorului cald în care cerul poate fi senin, sau la latitudini mai mici pot apare nori ce dau burniţă.

Depresiunile se împart în două grupe după locul de formare : extratropicale – de la latitudinea de 40˚ în sus până la 60˚÷70˚ ; tropicale – între latitudinile de 5˚÷30˚.

Depresiunile extratropicale pot fi frontale şi nefrontale. Depresiunile frontale prezintă fronturi atmosferice anterioare şi posterioare. Depresiunile nefrontale se formează prin încălzirea bruscă a unei zone faţă de zonele din jur

(de exemplu iarna pe Marea Neagră).


36

3.2.3 Răspândirea presiunilor la suprafaţa Pământului Pe latitudini valorile presiunilor diferă de la Ecuator la Poli. De-a lungul Ecuatorului se

formează un brâu de depresiuni (zona calmelor ecuatoriale – circulaţia aerului se desfăşoară numai pe verticală). De-a lungul latitudinii de 35˚ se formează un brâu de anticicloni. La latitudinea de 50˚÷60˚ din nou un brâu de depresiuni iar la Poli un brâu de anticicloni.

Cea mai ridicată valoare de presiune înregistrată pe glob este egală cu 1083,8 mb, valoare

înregistrată la Agata – la 15 km distanţă de Oimeakon. Cea mai scăzute valori de presiune înregistrată sunt in jurul valorii de 900 mb, înregistrandu-

se la Murato (Japonia) în timpul unui taifun, uragane din Oceanul Atlantic –vezi Katrina ,etc Principalii centri barici care se formează la suprafaţa Pământului în emisfera nordică îşi

schimbă poziţia de la un anotimp la altul datorită raportului aproape egal dintre suprafaţa ocupată de uscat şi cea ocupată de ocean (vezi figura 3.4)

În emisfera sudică centrii barici îşi păstrează aceeaşi poziţie în tot timpul anului. Emisfera nordică

vara - anticiclonul azorelor (1025 mb) – are influenţe până în S-E Europei şi S-E Statelor Unite. La

pătrunderea pe continent determină averse de ploaie cu descărcări electrice. În interiorul continentului determină o vreme foarte caldă şi secetoasă ;

- anticiclonul hawaian (1022 mb) – este perechea primului. Produce ploi pe coastele de vest ale Statelor Unite, Canada ;

- pe continent un brâu de depresiuni (900÷995 mb) – din nordul Africii până în Pakistan. Determină o vreme caldă pentru sudul Europei şi un aer foarte încărcat cu pulberi. În Asia prezenţa acestor depresiuni se caracterizează prin ploile musonice.

iarna - anticiclonul siberian (1050 mb) – pe uscat. Produce o vreme frumoasă şi foarte rece;

acţionează iarna; - anticiclonul canadian (1025 mb) – determină o vreme frumoasă şi răcoroasă; - depresiunea islandeză (985÷995 mb) – în Atlantic; determină o vreme foarte închisă şi

ploioasă; - depresiunea aleutinelor (1000 mb) – în Pacific; are influenţe pe coastele de vest ale Americii

de Nord; plouă şi iarna şi vara.

Emisfera sudică - depresiunea sud-africană (1000÷1005 mb); - depresiunea nord-australiană (1000÷1005 mb); - anticiclonul sud-atlantic – Insula Sf.Elena; - anticiclonul indian – Insula Sf.Mauriciu; - anticiclonul pacific – Insula Paştelui.

Toţi trei anticicloni au valori ale presiunii de 1020 mb şi îşi păstrează zona lor de acţiune în tot timpul anului.


37

Fig 3.4 Pozitionarea principalilor centri barici pe suprafata terestră pe timpul iernii

3.3.Forme secundare de relief baric: talvegul depresionar, dorsala anticiclonică, şaua

barică, culoarul depresionar, galeria depresionară, mlaştina barometrică. Definiţii, caracteristici, forme de reprezentare grafică pe hărţile meteorologice

Formele barice secundare inrudite cu anticiclonul sunt:

– dorsala; – sa barica: Dorsala anticiclonica (fig 3.5) este o prelungire a unui anticiclon intre doua depresiuni si se prezinta astfel: – izobarele sunt in forma de “U” ; – vantul este moderat ca urmare a izobarelor mai distantate; – vreme buna.


38

Fig 3.5 Dorsala anticiclonică

Saua barica (fig. 3.6) este o formatiune barica instabila ce ia nastere intre doua depresiuni si doi anticicloni asezati in cruce si cedeaza locul rapid unei depresiuni, caracterizata prin: – gradientii barici au valori mici; – vantul este slab si variabil; – umiditatea relativa este ridicata; – se produc descarcari electrice; – ceata, foarte frecvent.

Fig 3.6 Şaua barică


39

Forme barice inrudite cu depresiunea barica

Formele barice inrudite cu depresiunea barica sunt: - talvegul; - culoarul depresionar; - galeria depresionara.

Talvegul depresionar (fig 3.7) Talvegul depresionar apare intre doua anticicloane, avand „forme alungite”, delimitate adeseori prin izobare drepte şi paralele.Poate fi: - frontal, cand are asociat un front cald si izobarele sunt in forma de “V” cu varful pe front, vremea imbunatatindu-se la trecerea frontului; - nefrontal, cu izobarele in forma de “U” aparand cel mai adesea in aerul rece din spatele unei depresiuni; cand distantele la depresiune si anticiclon sunt mari, izobarele sunt paralele si vremea buna alterneaza cu cea instabila.

Fig 3.7 Talvegul depresionar

Culoarul depresionar este o zona de joasa presiune marginita de ambele parti de izobare cu valori mai ridicate. El se poate intinde pe mii de kilometri, este mult mai larg decat talvegul si leaga, de obicei, doua depresiuni atmosferice.

Galeria depresionara este o forma neregulata de presiune atmosferica joasa care serpuieste si este marginita de valori ridicate de presiune atmosferica.


40

Cap. IV: VÂNTUL

4.1 Noţiuni generale despre vânt: definirea şi elementele vântului, direcţia şi viteza vântului. Forţe generatoare şi modificatoare. Efectul forţei Coriolis şi a forţei de gradient.

4.2 Scara Beaufort a forţei vântului. Efectele vântului asupra stării mării. Legea Buys Ballot

4.3 Măsurarea şi determinarea elementelor vântului la bordul navelor. Vântul aparent, vântul navei, vântul real. Deriva de vânt şi efectul acesteia asupra navigaţiei. Ţinerea navigaţiei în condiţii de vânt puternic

4.1. Noţiuni generale despre vânt: definirea şi elementele vântului, direcţia şi viteza vântului. Forţe generatoare şi modificatoare. Efectul forţei Coriolis şi a forţei de gradient

Dacă valorile termice şi de presiune ar fi repartizate uniform pe suprafaţa terestră, deplasarea

aerului nu ar mai avea loc. Inegala repartiţie a presiunii în sens orizontal se datorează acţiunii combinate a unor cauze de ordin termic şi dinamic şi, determină o mişcare numită vânt. Diferenţele de temperatură ale aerului creează densităţi diferite, ceea ce atrage după sine diferenţe de presiune – maxime si minime barometric

. Această repartiţie a centrilor de presiune se face şi pe orizontală şi pe verticală, creându-se un circuit care are rolul de a omogeniza din punct de vedere baric atmosfera.

Deplasarea aerului dintr-o zonă cu presiune ridicată spre o zonă cu presiune coborâtă se numeşte vânt.(fig.4.1)

Atunci când aerul se deplasează în sisteme unitare, poartă denumirea de curenţi atmosferici. D (–) M D M (+)

Fig 4.1 Deplasarea aerului dint zonele cu presiune ridicată spre zonele cu presiune coborâtă


41

Principala cauză a formării vânturilor este diferenţa de temperatură şi presiune dintre două zone, mai exact direcţia şi mărimea gradientului baric orizontal (scăderea presiunii pe unitatea de suprafaţă fiind orientată perpendicular pe izobare de la presiunea mare la presiunea mică).

1000 1005 D

Vw(Nd) = γ* 30* 24 10 5,0105==bγ unde 5- ∆p (mbar)

10 - dist in Mm

Fig 4.2 Reprezentarea gradientului baric şi determinarea valorică a acestuia pentru hărţile marine

Valoarea gradientului baric indică viteza vântului pentru că la izobarele dese diferenţa de presiune pe aceeaşi unitate de suprafaţă este foarte mare

Vântul se caracterizează prin două elemente : direcţia şi viteza. Direcţia

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 utilizează roza vânturilor cu cele patru puncte cardinale şi cu cele patru sau douăsprezece direcţii intercardinale.

Deoarece acest mod de notare nu este foarte precis în transporturile maritime se foloseşte azimutul vântului, adică unghiul pe care îl face vectorul vânt cu direcţia nordului geografic. Direcţia vântului reprezintă astfel unghiul format între direcţia nordului geografic şi vectorul vânt.Acesta se exprimă în grade sexagesimale de la 0° la 360°, în sensul deplasării acelor de ceasornic. Astfel, nordul corespunde la 360°, estul la 90°, sudul la 180° iar vestul la 270°. Celelalte direcţii au valori intermediare (vezi tabelul nr. 4.1)

Tabelul nr. 4.1

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


42

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

Pentru a aprecia direcţia vântului, nu trebuie să ţinem seama de direcţia de deplasare a norilor, deoarece direcţia curenţilor la înălţime diferă de cea la suprafaţa solului. În general se consideră direcţia de deplasare a maselor de aer până la 100 m deasupra solului.

Pentru aprecierea acestuia ne putem ghida după direcţia in care flutură un steag sau în care se deplasează fumul de la coşurile fabricilor sau clădirilor înalte

Direcţia este modificată de forţa de abatere (forţa Coriollis) generată de mişcarea de rotaţie

a Pământului care determină abaterea spre dreapta a corpurilor în mişcare în emisfera nordică şi spre stânga în emisfera sudică.

ϕω sin2 ⋅⋅⋅= vA ω – viteza unghiulară a mişcării de rotaţie;

v – viteza vântului ; φ – latitudinea. Se consideră că abaterea pe ocean este între 40˚÷45˚ faţă de direcţia gradientului, iar pe uscat

de 20˚÷25˚.


43

Viteza

Viteza vântului este viteza de deplasare a masei de aer şi reprezintă distanţa parcursă de aerul care se deplasează pe orizontală în unitatea de timp. Se poate exprima în m/s, km/h sau în noduri.

1m/s = 3,6 km/h

1km/h = 0,278 m/s

În navigaţie, viteza vântului se exprimă şi în noduri : 1 nod = 1,852km/h.

Viteza este modificată de forţa de frecare – 135˚ faţă de viteza vântului. Vântul de la altitudine are viteze mai mari datorită lipsei forţei de frecare (la 400÷500 m

altitudine dispare forţa de frecare). Vântul de la altitudine care este paralel cu izobarele numai în zonele unde izobarele sunt

rectilinii se numeşte vânt geostrofic(fig.4.3) . Vântul are o viteză uniformă fiind cvasistaţionar. D G

Fig 4.3 Reprezentarea schematică a direcţiei vântului geostrofic Vântul caracteristic izobarelor curbilinii se numeşte vânt geociclostrofic. Vântul de la suprafaţa Pământului se numeşte vânt de gradient. 4.2 Scara Beaufort a forţei vântului. Efectele vântului asupra stării mării. Legea Buys

Ballot

4.2.1. Intensitatea vântului se referă la efectele pe care le produce deplasarea aerului, şi se apreciază dupa scara Beaufort – Conform tabelului nr 4.1

Tabelul nr 4.1 Scara Beaufort pentru evaluarea vizuală a intensităţii vîntului (echivalentă vitezei la inălţime de 10 m)


44

Intensitatea vîntului,

grade

Denumirea vîntului

Viteza vîntului,

m/s

Viteza vîntului,

km/h

Efectele produse de vînt

asupra obiectelor de la suprafaţa terestră

la suprafaţa bazinelor

acvatice

0 Calm 0-0,2

(0)

0-1

(0)

Fumul se ridică vertical sau aproape vertical, frunzele arborilor şi pînza steagului sînt nemişcate

Suprafaţa netedă a apei – ca oglinda

1 Vînt

perceptibil

0,3-1,5

(1)

1-5

(3)

Se mişcă unele frunze. Fumul se ridică înclinat spre direcţia vîntului

Încreţire uşoară a apei

2 Vînt uşor 1,6-3,3

(3)

6-11

(8)

Simţim adierea vîntului pe faţă. Frunzele foşnesc din cînd în cînd. Pînza steagului se mişcă uşor

Apar valuri cu creste nu prea mari

3 Vînt slab 3,4-5,4

(5)

12-19

(15)

Frunzele şi ramurele mici sînt în mişcare continuă. Iarba şi grînele se mişcă cu amplitudine mică. Pînza steagului este în mişcare continuă

Crestele nu prea mari a valurilor încep a se răsturna, iar spuma nu este de culoare albă dar este lucioasă ca sticla

4 Vînt

moderat

5,5-7,9

(7)

20-28

(24)

Vîntul pune în mişcare ramurile mici ale arborilor, ridică praful de pe pămînt. La suprafaţa grînelor şi a ierbei înalte apar valuri. Pînza steagului se menţine întinsă

Sînt observate bine valuri mici, crestele unora din ele se răstoarnă, formînd pe alocuri spumă albă

5 Vînt

semnificativ

8,0-10,7

(9)

29-38

(33)

Se leagănă ramurile şi tulpinile subţiri ale arborilor. Pînza steagului mare se menţine întinsă

Valurile sînt mai pronunţate, pretutindeni formează spumă

6 Vînt

puternic

10,8-13,8

(12)

39-49

(44)

Se leagănă ramurile groase a arborilor, freamătă pădurea. Iarba înaltă şi grînele se apleacă spre pămînt. Vuiesc conducătorii telegrafici

Apar crestele valurilor mari, vîrfurile lor spumante ocupă suprafeţe mari, vîntul începe să rupă spuma de pe crestele valurilor


45

7 Vînt foarte

puternic

13,9-17,1

(15)

50-61

(55)

Se leagănă tulpinile arborilor, se îndoaie ramurile groase. Este nevoie de efort pentru a înăinta contra vîntului. Se aude şueratul vîntului în preagma construcţiilor şi a obiectelor staţionare (adăpostul psihrometric)

Crestele conturează valurile mari formate de vînt, spuma ruptă de vînt de pe crestele valurilor se întinde în dungi pe coastele valurilor

8 Vînt extrem de puternic

17,2-20,7

(19)

62-74

(68)

Se leagănă arborii mari, se rup ramurile subţiri şi crenguţele uscate. Devine foarte greu a înainta contra vîntului. Lovirea valurilor de ţărm se aude la distanţe enorme

Dungile lungi de spumă, rupte de vînt, acoperă coastele valurilor, pe alocuri se contopesc cu baza lor

9 Furtună 20,8-24,4

(23)

75-88

(81)

Se semnalează afectări neînsemnate a construcţiilor. Se rup ramurile mari a arborilor. Se mişcă din loc obiectele uşoare

Spuma acoperă coastele valurilor, iar suprafaţa lor devine albă, doar pe alocuri se observă porţiuni fără spumă

10 Furtună

puternică

24,5-28,4

(27)

89-102

(95)

Se semnalează distrugeri. Unii arbori pot fi defrişaţi

Suprafaţa apei este în spumă. Aerul este suprasăturat cu pulbere de apă şi stropi. Vizibilitatea este redusă extrem

11 Furtună violentă

28,5-32,6 (31)

103-117

(110)

Vîntul produce distrugeri considerabile, rupe tulpinele arborilor

Suprafaţa apei este acoperită cu un strat dens de spumă. Vizibilitatea este considerabil redusă

12 Uragan peste 33 peste 117 Se semnalează distrugeri catastrofale. Arborii sînt defrişaţi

La fel

Notă: în paranteze se prezintă valorile rotunjite medii a vitezei vîntului.


46

4.2.2 Efectele vântului asupra stării mării. Legea Buys Ballot.

A fost necesar să se determine efectul presiunii pe care o exercită vântul asupra

apei şi a obstacolelor, îndeosebi asupra navelor. Din cercetările şi măsurătorile efectuate s-a constatat că atunci când vântul bate cu 1 m/s, presiunea exercitată asupra navei este de 0.125 kg/m2. La viteza de :

- 4 m/s presiunea este de 2 kg/m2 ; - la 10 m/s este de 12.5 kg/m2 ; - la 20 m/s de 50 kg/m2 ; - la 40 m/s este de 200 kg/m2.

Experimental s-a demonstrat ca presiunea vantului pe o suprafaţă s, se poate scrie:

unde : k = coeficient cu valoarea de 0,125- 0,130 kg, presiunea exercitată un de vant cu viteza de 1 m/s pe o suprafată de 1m2; S = suprafaţa pe care se exercită presiunea p; v = viteza vântului exprimată în m/s/m i = unghiul incidenţei vântului cu suprafaţa

Valorile presiunii mentionate anterior pun in evidenţă uriasa energie pe care vanturile o transferă mării determinand formarea valurilor, cat şi presiunile foarte ridicate pe care le pot exercita asupra operei moarte şi suprastructurilor navei, mai ales in condiţile unei furtuni ciclonice, cand eroarile de manevra pot produce rasturnarea navei prin pierderea stabilităţii tranversalela inclinări dinamice foarte mari. Legea Buys Ballot Direcţia vantului ne permite să stabilim şi direcţiile in care se află centrele de presiune, in raport cu observatorul , conform legii lui Buys Ballot Astfel, un observator din emisfera nordică, orientat cu faţa in direcţia diN care suflă vantul, va avea centru de joasă presiune spre dreapta sa şi puţin inapoi , iar centrul de inaltă presiune spre stanga sa şi puţin inainte.

În emisfera sudică, un observator orientat cu fata in vant, va avea centrul de joasă presiune situat in stanga sa şi puţin inapoi, iar centrul de înaltă presiune spre dreapta sa şi puţin inainte


47

4.2.3 Scara Beaufort a forţei vântului cu efecte directe asupra mării

conform literaturii de specialitate


48

4.3 Măsurarea şi determinarea elementelor vântului la bordul navelor. Vântul aparent, vântul navei, vântul real. Deriva de vânt şi efectul acesteia asupra navigaţiei. Ţinerea navigaţiei în condiţii de vânt puternic

4.3.1 Măsurarea şi determinarea elementelor vântului la bordul navelor La bordul navelor , viteza vantului se măsoară cu ajutorul anemometrului, sau se

apreciază după gradul de agitatie al mării.Indicaţiile anemometrului pot fi luate in calcul ca valori reale ale vantului atunci cand nava se află la chei sau la ancoră (vant real).Atunci cand nava se află in mers, vom masura un vant aparent, deci o rezultantă a acţiunii vantului real şi vantului navei ( reprezentat printr-un vector egal şi de sens contrar cu viteza navei –conform fig. 4.4 ), conform relatiei:

Direcţia şi viteza vantului real (Vr – reprezintă deplasarea reală a masei de aer şi se poate măsura cand nava este staţionară) se determină printr-o construcţie grafică a triunghiului vitezelor, avand doi vectori cunoscuţi: Va- vantul aparent a caror elemente se masoara la bordul navei şi care este rezultanta vantului real şi a vantului navei; Vn – vantul navei reprezentat printr-un vector egal şi de sens contrar cu vectorul definit de mişcarea navei şi este vantul determinat de rezistenţa opusă de masa de aer , prin care nava se deplasează

Dn O1

Fig 4.4 Reprezentarea grafică a rezultantei acţiunii vantului real şi vantului navei Ofiţerul de cart inscrie în jurnalul de bord de la bordul navei pe timpul cartului său

direcţia şi viteza vantului real. În practică, pentru determinarea rapidă a vitezei vantului real in funcţie de viteza navei şi

de viteza vantului aparent se folosesc tabele, diagrame şi planşeta de vant. Diagrama folosită pentru determinarea direcţiei şi vitezei vantului real, cunoscand

direcţia şi viteza vantului aparent .Vezi şi planseta de vant- conform seminarului. Pe diagramă, componentele şi rezultanta au direcţii opuse faţă de cele reale. În cazul unei hărţi meteorologice pe care avem notate valorile de presiune , viteza reală a vantului geostrofic poate fi calculată cu ajutorul formulelor:

Vg=4,8G/sin sau Vg=G sin /2ρω,


49

unde: Vg-viteza vantului geostrofic G-gradientul baric orizontal; ρ-densitatea aerului ω-viteza unghiulară de rotatie a Pămantului; -latitudinea locului;

Plecand de la determinarea vantului geostrofic şi cunoscandu-se că forţa de frecare determină o reducere a vitezei acestuia cu aproximativ 1/3 deasupra mării şi abateri de 60-70 grade faţă de direstia gradientului baric orizontal, se poate determina cu destulă exactitate directia şi viteza vantului real.

Pentru determinarea rapidă a vitezei probabile a vantului geostrofic si a forţei acestuia in scara Beaufort deasupra mării , la bordul navelor se utilizează diferite scări in care se intră cu distanţele măsurate intre izobare raportate la latitudinea locului. 4.3.2 Deriva de vânt şi efectul acesteia asupra navigaţiei. Ţinerea navigaţiei în condiţii de vânt puternic

Pe langa acţiunea nemijlocită a vantului, direcţia de deplasare a navei va fi influienţată

intr-o măsura apreciabilă şi de valuri. Valurile se formează astfel sub influienţa vantului pe baza presiunii exercitată pe suprafaţa mării. Elementele valurilor depind de intensitatea vantului, de intinderea zonei maritime in care acţionează vantul, de adancimea apei, de distanţa de la coasta din vant si relieful ei, etc.

Acţiunea vantului si a valurilor asupra direcţiei de deplasare şi a vitezei navei, constituie un fenomen complex, diferit de la navă la navă ( chiar si pentru aceaşi navă), in funcţie de starea de incărcare ( pescaj şi asietă), precum si de alura faţă de vant şi val

La vantul şi valul din prova, se produce o reducere a vitezei navei.Pană la forta 4, acţiunea vantului se consideră neinsemnată, la viteze mai mari acţiunea vantului si a valurilor asupra vitezei navei creste considerabil .Nava devine mai instabilă, abaterile de la drum intr-un bord sau altul (ambardee) se amplifică- pentru menţinerea navei pe drum se face uz de unghiurim de carmă mărite.La un vant de forta 10, nava poate sa inregisterze o pierdere de viteză intre 30-80% in functie de marime, incarcare,forma,etc.

La vant şi val din pupa, avem deasemenea o variatie a vitezei navei. Până la o anumită forţă a vantului, avem o oarecare creştere a vitezei navei; după depăşirea acestei limite, odată cu creşterea valului avem o scădere a vitezei navei. Intalnim astfel, o creştere a instabilitaţii navei şi la fel ca în cazul precedent pentru menţinerea navei pe drum se face uz de unghiurim de carmă mărite.

In cazul vantului dintr-un bord sau altul, vantul acţionează asupra direcţiei de deplasare cat şi a vitezei navei, in funcţie de forţă şi unghiul care-l face cu axul longitudinal al navei.Considerand o navă in punctul A, fiind supusă sub acţiunea unui vant aproximativ din travers babord, avand drumul sau prin apă egal < Na AL. Sub acţiunea vantului si a valurilor,


50

direcţia de deplasare devine AF.Astfel , cand pozitia navei ar fi trebuit să fie B , in condiţii de calm , sub actiunea vantului si a valurilor pozitia este B, fiind deviata pe directia BB,.Dupa un anumit interval de timp nava ocupă poziţia C, fiind deviata pe direcţia CC,.

Direcţia şi viteza reală a navei in raport cu fundul mării se numeşte drum deasupra fundului, iar ca mărime unghiulară este unghiul format dintre direcţia Na şi direcţia de deplasare a navei. Drumul deasupra fundului difera fata de drumul prin apă ( direcţia determinată de axa longitudinală a navei) cu un unghi egal cu deriva de vant. Deriva de vant (α) –vezi figura 4. reprezintă astfel unghiul format dintre axa longitudinală a navei şi direcţia determinată de drumul deasupra fundului sub acţiunea vantului şi valurilor. Conform figurii, in cazul derivei de vant nava executa o miscare de translaţie cu axa sa longitudinală decalată cu un unghi α – unghi de derivă ,

Fig 4.5 Reprezentarea grafică a derivei de vant la navă sub acţiunea combinată a vantului şi a valurilor

Factorii care influienţează deriva:

- forţa vantului: Deriva creste cu forţa vantului şi mărimea valurilor generate de vant

- direcţia vantului in raport cu axa longitudinală a navei; Deriva maximă provocată la vant de travers şi scade pe masura ce unghiul dintre directia vantului şi axa longitudinal a navei se reduce

- suprafaţa velică (suprafata expusă de corpul şi suprastructurile navei); Deriva creşte cu suprafaţa velică

- viteza navei Deriva variază invers proportional cu viteza;

- pescajul navei Cu cat pescajul este mai mare, cu atat creste rezistenta laterală deci scade deriva;

. Determinarea derivei de vant (α)

În practica navigaţiei, sunt utilizate trei procedee mai importante pentru determinarea unghiului de derivă:

A) Prin apreciere;


51

Are la bază următoarele elemente:cunoasterea navei si a particularităţilor ei constructive (forme, supraf velică,viteză, calitatea instalatiei de guvernare, stabilitate la drum);cunoasterea condiţiilor in care se navigă (pescaj, asietă) şi influienta in diferite aluri faţa de vant si val; forta şi directia vantului in raport cu axa longitudinală a navei;calitatea timonierilor şi acurateţea guvernării navei

B) Prin măsurarea unghiului dintre axa longitudinală şi siajul navei; Unghiul de derivă(α) este reprezentat prin unghiul format intre axa longitudinală privind spre pupa si siajul navei, unghiul putand fi masurat cu ajutorul unei alidade montate la un cerc azimutal pe puntea de comandă , alidada orientandu-se paralel cu siajul navei (unghiul se citeşte ca relevment pv Tbd sau Bd raportat la directia longitudinală a navei). Directia siajului este materializată de saula lochului mechanic remorcat la pupa

C) Prin determinarea succesivă a pozitiei navei cu observaţii; Conform figurii, consideram că nava pleacă din punctual A intr-un drum compass corespunzător drumului adevărat, in condiţii de vant si valuri din babord, iar după un interval se determină punctele observate B şi C.Prin unirea punctelor A,B,C se determină drumul navei deasupra fundului şi implicit unghiul de derivă

Asieta navei precum si dispunerea suprafetelor velice in axul longitudinal, influienţează in mare măsura comportamentul navei pe vant si implicit stabilitatea ei la drum astfel:

- nave cu asietă normală (pescaje şi pupa normale) sau cu o usoară apupare, şi o repartizare longitudinală uniformă a suprastructurilor (cazul navelor cu trei castele), sunt in general nave usor ardente ( nava ce are tendinta de a gira , de a ” intra in vant” atunci cand se navigă cu carma “0”) sau echilibrate ( nava care-şi menţine drumul sau “alura fata de vant” atunci cand se navigă cu carma “0”)

- navele aprovate ca si navele cu o suprafata velica excesivă la pupa “totul la pupa” sunt nave ardente. Aceste nave au o tendinta evidenta de a intra in vant, menţinerea lor la drum impunand o guvernare atenta si in general menţinerea unui unghi la carmă in bordul “de sub vant”

- Navele apupate ca şi cele cu o suprafata velica excesivă la prova (mai rar intalnite) sunt in general nave moi (nava moale –nava ce are tendinta de a gira sub vant , de a veni”sub vant” ) cand se navigă cu carma “0”.


52

Cap. V: NORII ŞI PRECIPITAŢIILE ATMOSFERICE

5.1 Definirea norilor şi a nebulozităţii. Condiţii de formare a norilor. Microstructura norilor. Înălţimea la care se formează norii.

5.2 Clasificarea norilor. Denumirea, caracteristicile şi recunoaşterea genurilor de nori. Sisteme noroase.

5.3 Precipitaţiile atmosferice. Clasificarea precipitaţiilor atmosferice. Distribuţia precipitaţiilor pe glob. Precipitaţii orizontale

5.1.1 Generalităţi – umiditatea atmosferică (vezi paragraful 2.3 ) Umiditatea atmosferică provine din evaporarea apelor mărilor, oceanelor, apelor de la uscat

şi din procesele de respiraţie ale oamenilor, animalelor şi plantelor. În medie, pe un an de zile în zonele temperate şi polare se evaporă un strat de apă între 700 mm iar la latitudini mici un strat de apă de aproximativ 1000 mm.

Umiditatea este reprezentată de două procese : evaporarea şi condensarea. Evaporarea se produce în următoarele situaţii :

- existenţa maselor de apă; - existenţa afluxului de căldură – determină energia necesară evaporării pentru că în acest

proces căldura se consumă iar suprafaţa evaporată se răceşte. Căldura folosită la evaporare intră în stare latentă în vaporii de apă, fiind eliberată în timpul proceselor de condensare;

- existenţa mişcărilor turbulente – vânt. Într-un an, la suprafaţa uscatului se evaporă un strat de 41 cm de apă, iar la suprafaţa

oceanului 101 cm de apă (în emisfera nordică); în emisfera sudică se evaporă un strat de aproape 200 cm de apă. Condensarea este procesul de transformare a apei în picături. Se poate realiza la 3 nivele:

- la nivelul solului ⇒ roua şi bruma; - la mică înălţime deasupra Pământului ⇒ ceaţa şi pâcla; - la înălţime ⇒ norii. Condiţiile în care se poate produce condensarea sunt : - saturaţia aerului; - existenţa nucleelor de condensare Nucleele de condensare pot fi cristale de sare masivă, pulberi minerale sau organice, picături

de apă existente. Principalul produs al condensării îl reprezintă norii.


53

5.1.2 Definirea norilor şi a nebulozităţii. Norii - sunt un amestec coloidal de picături de apă, amestec de picături şi cristale de gheaţă sau cristale de gheaţă în stare de suspensie. Precipitaţiile iau naştere atunci când picăturile ce formează norii ating diametrul de 0,1mm, capabile astfel să scape de sub influenţa curenţilor ascendenţi. Creşterea dimensiunii particulelor se face fie prin transformarea picăturilor existente în nuclee de condensare, fie pe baza sarcinilor electrice ale picăturilor de apă.

Nebulozitatea

Nebulozitatea reprezintă gradul de acoperire al cerului cu nori. Nebulozitatea poate fi exprimată în zecimi din bolta cerească sau în optimi din ea.

0 1/8 2/8 3/8 4/8 5/8 6/8 7/8 8/8 9 5/8 – reprezintă nebulozitatea medie pe glob; 1/8 – cea mai mică nebulozitate, înregistrată în Egipt; 7/8 – cea mai ridicată nebulozitate anuală, în M. Albă (Oc. Îngheţat); 9 – semnifică cer invizibil : noapte, ceaţă etc.

În registrul de observaţii meteorologice, nebulozitatea se înscrie sub formă de fracţie – la numitor notându-se valoarea nebulozităţii totale, iar la numitor pe cea a nebulozităţii totale.

Noaptea, nebulozitatea se determină în raport cu aprecierea bolţii cereşti în care nu se văd stelele, sau în cazul existenţei norilor Cirrus, acestea se văd foarte slab.

Unele dificultăţi în determinarea nebulozităţii apar în nopţile întunecoase, fără lună, când există nori Cirrus sau Altostatus subţiri, prin care stelele dau o luminozitate slabă. În acest caz, se va ţine seama de aspectul cerului şi forma norilor existenţi înaintea apariţiei întunericului.

5.1.3 Condiţii de formare a norilor. Microstructura norilor. Înălţimea la care se

formează norii.

Norii se formează când vaporii invizibili de apă din aer se condensează în picături de apă vizibile sau în cristale de gheaţă. Acest fenomen se produce în trei modalităţi distincte.

1) Aerul este răcit sub punctul de saturaţie. Aceasta se întâmplã când aerul intrã în contact cu o suprafaţã rece sau cu o suprafaţã care se răceşte prin iradiere, sau în cazul în care aerul este răcit de expansiunea adiabatică, care este datorată creşterii în altitudine. Aceasta se poate întâmpla:

• de-a lungul fronturilor calde şi reci, aşa numita ridicare frontală;


54

• când aerul se ridicã în susul versantului unui munte şi se răceşte în timp ce se înalţă în atmosferă (ridicare orografică);

• prin convecţia cauzată de încălzirea unei suprafeţe prin expunere la soare, numită încălzire diurnă;

• atunci când aerul cald trece pe de-asupra unei suprafeţe mai reci cum ar fi o suprafaţã de apã rece sau o platformă de eroziune, alpină sau nu.

2) Norii se pot forma atunci când se amestecă două mase de aer care sunt ambele sub punctul de saturaţie. De exemplu respiraţia într-o zi rece, evaporarea apei Oceanului Arctic, etc.

3) Aerul rămâne la aceeaşi temperatură dar absoarbe mai mulţi vapori de apã, până când ajunge la saturaţie.

Formarea unui nor cuprinde două stadii:

A – ascensiunea aerului umed nesaturat până la atingerea nivelului de condensare; B – ascensiunea aerului umed saturat după atingerea nivelului de condensare.

A. În primul stadiu, pentru formarea unui nor, sunt necesare următoarele elemente:

- condiţii care să producă aerului umed nesaturat un impuls suficient de puternic, încât să imprime forţa necesară ascensiunii până la niveluri cât mai înalte din atmosferă;

- condiţii de stratificare ale atmosferei, care să favorizeze mişcarea ascendentă a aerului umed nesaturat, începând de la nivelul atins, ca urmare a impulsului iniţial;

- aerul antrenat in mişcare ascendentă să fie suficient de umed, pentru că in timpul ascensiunii, răcirea datorată descinderii să determine creşterea umezelii lui relative, până se atinge starea de saturaţie.

B. Stadiul saturat, care începe de la nivelul de condensare, reprezintă procesele prin care

picăturile germen, formate iniţial prin condensare, cresc atât numeric cât si în mărime, astfel încât ansamblul lor să dea aspectul vizibil al norilor; de asemenea, cuprinde şi procesele prin care, în interiorul norilor, se produce creşterea particulelor de apă sau de gheaţă până la dimensiunile de la care ele încep să cadă din nori si să stingă suprafaţa terestră, constituind astfel precipitaţiile.

Apa dintr-un nor obişnuit poate avea o masă de câteva milioane de tone. În orice caz, volumul unui nor este corespunzător de mare, iar densitatea vaporilor este de fapt destul de scăzută încât curenţii de aer de desubtul şi din interiorul norului să fie capabili să susţină picăturile suspendate în aer. De asemenea, condiţiile din interiorul unui nor nu sunt statice: picăturile de apă se formează şi se evaporă în mod constant. O picatură de apă obişnuită are o rază de 1 x 0.00001 m şi o viteză terminală de circa 1-2 cm/s. Aceasta oferă picăturilor de apă destul timp să se reevapore când cad în aerul mai cald de sub nor.

Majoritatea picăturilor se formează când vaporii de apă se condensează în jurul unui nucleu de condensare, o particulă minusculă de fum, praf, cenuşă sau sare. În condiţii de suprasaturare, picăturile de apă se pot comporta ca nuclee de condensare.


55

Picăturile de apă care sunt destul de mari pentru a cădea pe pământ sunt produse în două feluri. Cel mai important se presupune a fi Procesul Bergeron, descoperit de către Tor Bergeron, care afirmă că picăturile de apă suprarăcite, împreună cu cristalele de gheaţă dintr-un nor, interacţionează şi duc la creşterea rapidă a cristalelor de gheaţă, care precipită din nor şi se topesc în timp ce cad. Acest proces are loc de obicei în nori ai căror vârfuri au temperaturi de mai puţin de -15 °C. Al doilea proces important este acela de coliziune şi captare, care are loc în nori cu vârfuri mai calde, în care coliziunea picăturilor de apã care se ridicã şi coboarã, produce picãturi din ce în ce mai mari, care sunt în final destul de grele pentru a cădea pe pământ sub formă de ploaie. În timp ce o picătură cade printre alte picături mai mici care o înconjoară, ea produce o “trezire” care atrage câteva dintre picăturile cele mici în coliziuni, ajutând astfel la rãspândirea procesului. Aceastã metodă de producere a picăturilor de ploaie reprezintă mecanismul primar în norii stratiformi joşi, şi în micii nori de tip Cumulus

La un nor, dezvoltarea verticală şi structura microfizică depind de trei nivele caracteristice:

1. Nivelul de condensare corespunde în general nivelului bazei norului, unde temperatura aerului este egală cu temperatura punctului de rouă (τ). Poziţia nivelului de condensare se poate aproxima cu ajutorul formulei: hC = 122 (t0 – τ0) 2. Nivelul izotermic de 0° C este situat deasupra nivelului de condensare în situaţiile în care temperatura punctului de rouă este pozitivă şi sub nivelul de condensare când temperatura punctului de rouă este negativă. Sub acest nivel norii sunt alcătuiţi din picături de apă şi, în mod accidental, cristale de zăpadă în curs de topire ( doar 1/1milion de picături îngheaţă). Peste acest nivel predomină picături de apă suprarăcite ( până la temperaturi de -10° C) iar peste această valoare din cristale de gheaţă până la - 40° C, nivel la care norii sunt alcătuiţi numai din cristale de gheaţă. 3. Nivelul de convecţie reprezintă nivelul până la care ajung curenţii ascendenţi de aer. Acesta corespunde părţii superioare a norilor.

3.nivel de convecţie 2. nivel de izotermie (0˚C) 1. nivel de condensare

NOR


56

5.2 Clasificarea norilor. Denumirea, caracteristicile şi recunoaşterea genurilor de nori.Sisteme noroase.

5.2.1 Clasificarea norilor. Denumirea, caracteristicile şi recunoaşterea genurilor de nori.

Criteriile care stau la baza diferitelor clasificări ale sistemelor noroase sunt structura lor microfizică, forma, geneza şi înălţimea,

a) În funcţie de stuctura microfizică, norii se grupează in trei categorii:

- nori de apă, alcătuiţi din picături de apă, uneori amestecate cu picături suprarăcite; - nori de gheaţă, alcătuiţi din cristale sau particule de gheaţă; - nori mixti, alcătuiţi dintr-un amestec de picături de apă suprarăcită si particule de

gheaţă .

În categoria norilor de apă intră: Stratus, Stratocumulus dar si Altocumulus (în special vara).

Ca nori de gheaţă se disting: Cirrus, Cirrostratus, Cirrocumulus (împreună cu picături de apă), partea superioară a norilor Altostratus, Nimbostratus, Cumulonimbus. Iarna, norii Altostatus sunt constituiţi în întregime din cristale de gheaţă.

Din categoria norilor mixti fac parte: Altostratus, Nimbostratus, Cumulonimbus si Cumulus, in faza de trecere la Cumulonimbus.

b) După formă : nori filamentari ; nori stratiformi ; nori cumuliformi (sub forma de grămezi).

c) După geneză :

nori de convecţie termică (majoritatea norilor) ; nori frontali (însoţesc fronturile atmosferice) ; nori de radiaţie (iau naştere noaptea, dispar repede).

d) După altitudinea la care se formează :

nori inferiori (50÷2500 m) ; nori mijlocii (2500÷6000 m) ; nori superiori (6000÷8000 m) ; nori cu dezvoltare verticală (50, 100÷8000 m).

Grupa norilor superiori

Se formează de la 6000 la 8000 de metri altitudine. Sunt de culoare albă din cauza cristalelor de gheaţă. Nu dau precipitaţii.


57

Cirrus (Ci) – nori cu formă de fibre (filamente). Prevestesc apariţia frontului atmosferic cald şi apar cam cu 1000 km înaintea frontului. Nu reduc strălucirea Soarelui sau a Lunii. Mai pot avea aspect de fulgi (Cirrus floccus) sau răsfiraţi ca ramurile unui copac (Cirrus radiatus).

Vremea se “strică” la apariţia lor. Semnele convenţionale sunt :


58

Cirrostratus (Cs) – nori sub formă stratificată, sub formă de pături, de benzi ( au forma unei

pânze uniforme si de culoarea albă). Nu dau precipitaţii. Prevestesc apariţia frontului atmosferic cald. Suprapuşi peste Soare sau Lună dau fenomenul numit halou (un curcubeu circular).


59

(Haloul - este un fenomen optic ce se prezintă sub formă de cercuri concentrice ce apar în jurul Soarelui sau al Lunii la trecere prin dreptul lor a norilor Cirrostratus, alcătuiţi din cristale de gheaţă care determină refracţia şi reflexia parţială a razelor. Distribuţia culorilor este inversă faţă de curcubeu: roşul este la interior şi violetul la exterior). Cirrocumulus (Cc) – nori sub formă de grămadă, cu aspect de grămezi mici de culoare albă

în şiruri sau vălurele ca nisipul de pe plajă. Apar odată cu norii Cirrus dar dispar rapid. Nu dau precipitaţii.

Grupa norilor mijlocii


60

Se formează de la 2500 la 6000 de metri altitudine. Au o culoare cenuşie deschisă. Sunt formaţi din amestec de picături de apă şi cristale de gheaţă.

Altostratus (As) : semnul convenţional este

- sunt sub formă de pături sau de pânze suprapuse de culoare gri ; - suprapuşi peste Soare sau Lună, aştrii se văd ca o pată luminoasă ; - dau precipitaţii cu caracter general (ploi obişnuite) ; - sunt nori frontali (în cadrul fronturilor atmosferice).

Altocumulus (Ac) : semne convenţionale

- sunt nori de culoare gri sub formă de grămezi; - se înroşesc la apusul şi la răsăritul Soarelui; - nu dau precipitaţii şi sunt formaţi din picături de apă (de aceea au ca fenomene optice

caracteristice coroana şi irizaţiile) - prevestesc vremea bună sau în curs de îmbunătăţire;

-


61

- caracteristici zonei litorale sunt norii “altocumulus migdalatus” de un cenuşiu închis, ce

dau precipitaţii cu stropi mari.

Grupa norilor inferiori

Se formează de la 50 la 2000 de metri altitudine. Nimbostratus (Ns) : semnul convenţional este

- sunt nori de ploaie, de culoare închisă, formaţi numai din picături de apă; - au formă de voaluri suprapuse având baza destrămată deoarece dau precipitaţii întotdeauna

liniştite şi de lungă durată; - sunt nori frontali.

Stratocumulus (Sc) : semne convenţionale ,

- sunt nori sub formă de grămezi stratificate; - nu dau precipitaţii (foarte rar), sunt nori de vreme bună;


62

- apar mai ales seara şi dimineaţa.

Stratus (St) : semne convenţionale ,

- sunt norii cu cel mai jos plafon (100-400 m),; - au o culoare cenuşie deschisă, seamănă cu ceaţa şi se mai numesc ceaţă înaltă; - dau precipitaţii sub formă de burniţă şi fulgi de zăpadă foarte mici sau ace de gheaţă. -


63

Norii cu dezvoltare verticală Se formează de la 50 la 8000 de metri altitudine. Au baza de culoare închisă iar vârful de

culoare albă. Cumulus (Cu) : semne convenţionale

- sunt nori groşi , de culoare alba, cu baza orizontală şi vârfurile în formă de cupolă; - Formează umbre puternice pe sol şi au o evoluţie diurnă. Ei nu dau de obicei precipitaţii (

nori de vreme bună), cel mult acestea apar sub forma unor picături izolate de ploaie; - Când au o dezvoltare intensă pe verticală norii Cumulus trec în Cumulonimbus.


64

Cumulonimbus (Cb) : semne convenţionale

- sunt nori de furtună, cu extindere mare pe verticală : au baza cam la 50÷100 m şi vârful la 8000 de metri;

- baza lor este întunecată (neagră), mijlocul cenuşiu iar sus sunt albi; - generează averse de ploaie ce vara sunt însoţite de descărcări electrice; - sunt însoţiţi şi de vânt puternic şi în rafale.


65

Determinarea instumentală a înălţimii bazei norilor se caracterizează printr-o mare precizie, iar aparatele folosite sunt reprezentate de balonul-pilot şi de ceilometru

5.2.2 Sisteme noroase

Complexitate proceselor din atmosferă face ca norii şi asocierile dintre aceştia să fie supuse unor variaţii permanente.

Formele asemănătoare de nori pot fi deosebite după următoarele criterii:

- în cazul transformării lente a norilor Altostratus opacus in nori Nimbostratus, aceştia din urmă au un plafon mai coborât şi o culoare mult mai deschisă; in cazul existenţei norilor Nimbostatus nu se poate determina poziţia Soarelui sau a Lunii;

- în cazul transformării treptate a norilor Cirrostratus în nori Altostatus filoformi, dispare treptat haloul şi umbrele obiectelor de pe sol;

- norii Stratus si Stratocumulus se deosebesc de norii Nimbostratus prin aceea că, cei din urmă dau precipitaţii slabe sub formă de ploaie, ninsoare sau burniţă;

- norii Stratocumulus se deosebesc de norii Altocumulus prin înălţimea şi dimensiunea elementelor ce compun norul ca : lespezi, benzi, valuri de nori (la genul Stratocumulus aceste dimensiuni sunt mai mari);

- norii Cirrocumulus se deosebesc de norii Altocumulus prin lipsa nuanţelor cenuşii pe elementele ce compun norii Cirrocumulus.


66

În rubrica “fenomene meteorologice” din registrul de observaţii, când nu există fenomene ce trebuie înscrise, se fac referiri la nebulozitate: Cr.- creştere; Sc – scade; Ds-destrămare; Comp- compactizare; Dz- dezvoltare.

În vederea identificării genului, speciei şi varietăţii de nori, dar şi a caracteristicilor suplimentare a norilor- origine si a celor anexă se face apel şi la o serie de indici ajutători cum sunt :culoarea şi luminanţa norilor; înălţimea şi stuctura acestora; norii-origine care implică observarea permanentă a solului; meteorii cu care un nor este asociat.

5.3 Precipitaţiile atmosferice. Clasificarea precipitaţiilor atmosferice. Distribuţia precipitaţiilor pe glob

5.3.1 Precipitaţiile atmosferice. Clasificarea precipitaţiilor atmosferice Precipitaţiile iau naştere atunci când picăturile ce formează norii ating diametrul de 0,1mm,

capabile astfel să scape de sub influenţa curenţilor ascendenţi. Creşterea picăturilor se realizează prin coalescenţă (coagulare) sau condensare ( inclusiv sublimare).

COALESCENŢA este creşterea prin unire a picăturilor de apă care se ciocnesc din cauza mişcărilor turbulente, vitezelor de cădere diferite şi forţelor de atracţie dintre particulele cu sarcini electrice diferite.

CONDENSAREA are loc în condiţii de suprasaturaţie a aerului din jurul particulelor. Norul este un sistem coloidal stabil atunci când este alcătuit din particule de acelaşi tip şi cu dimensiuni asemănătoare ca ordin de mărime. În acest caz creşterea este foarte dificilă sau chiar imposibilă.Astfel, norii superiori de tip Cirrus, Cirrostratus şi Cirrocumulus au o stabilitate atât de mare încât nu generează niciodată precipitaţii. La fel de stabili sunt şi norii mijlocii de tip Altocumulus, formaţi de regulă din picături fine de apă, omogene sub raportul dimensiunilor.Dintre norii inferiori, Stratocumulus şi Stratus au o stabilitate apreciabilă, ei dând precipitaţii slabe numai în situaţiile de turbulenţă ce favorizează coalescenţa particulelor

constitutive. Când norii sunt formaţi din picături şi / sau cristale de gheaţă de dimensiuni

diferite, ei reprezintă sisteme coloidale instabile. Aceeaşi tensiune a vaporilor poate asigura subsaturaţie pentru particulele mai mici ( care au o curbură mai mare) şi suprasaturaţie pentru particulele mai mari ( care au o curbură mai mică). Cele mici se evaporă asigurând creşterea celor mari. Creşterea lentă a picăturilor generează burniţe şi ploi slabe ( cazul norilor Stratus şi Stratocumulus în condiţii de turbulenţă). Cea mai mare instabilitate se înregistrează în norii cu mare dezvoltare pe verticală unde coexistă simultan toate cele trei stări ale apei.

Totalitatea particulelor de apă în stare lichidă sau solidă care cad din nori izolaţi sau din sisteme noroase şi ating suprafaţa terestră se numesc precipitaţii.


67

Clasificare

1. În funcţie de mărimea picăturilor şi viteza (intensitatea) de cădere : precipitaţii cu caracter general (ploi şi ninsori obişnuite, cu căderi uniforme şi continue);

Cad pe suprafeţe mari, din nori Nimbostratus şi Altostratus, sunt specifice frontului cald. averse (de ploaie, zăpadă, lapoviţă) – cu picături mari şi cu variaţii de intensitate şi de

viteză; cad din norii frontului rece, Cumulonimbus. Au durate mici, intensitate mare, extinderi teritoriale reduse. Debutul si finalul lor este brusc. Sunt însoţite de fenomene orajoase şi vijelii.

burniţe – numai precipitaţii lichide cu picături foarte mici. Cad din norii Stratus şi Stratocumulus dezvoltaţi în interiorul maselor de aer stabil.

2. După compoziţie :

lichide – ploaia ( ), aversa de ploaie ( ) , burniţa ( ); etc

solide – ninsoarea ( ), aversa de zăpadă ( ), acele de gheaţă ( ), grindina ( )

Mixte: lapoviţa( ), ploaia cu grindină, etc

Grindina se formează în condiţii de calm absolut. Ia naştere în cumulonimbus. Ploaia – căderile de precipitaţii lichide pînă la suprafaţa solului sau a mării. Diametrul se eşalonază intre 0,25mm-7mm. Dacă D > 7mm, rezistenţa aerului le fragmentează în picături cu dimensiuni mai mici.Viteza picăturilor creste proporţional cu diametrul: D=1mm/v=4,40m/s D=5mm/v=8 m/s în condiţiile unei atmosfere calme Ploile abundente şi de durată sunt generate de norii-Nimbostratus, Altostratus, Cumulonimbus , Stratocumulus opacus,Altocumulus floccus, Altocumulus castellanus şi Cumulus congestus Burniţa – căderile de precipitaţii lichide alcătuite din picături de apă cu dimensiuni cuprinse intre 0,25-1 mm, determinand o viteză de cădere redusă (0,3-1 m/s).Este caracteristică maselor de aer cald de origine oceanică, iar dintre norii ce favorizează căderea ei - Stratus, Nimbostratus şi Stratocumulus opacus Zăpada – precipitaţie solidă ce se formează în condiţiile unei sublimări lente a vaporilor de apă din atmosferă la altitudinile unde temperatura atinge valori mai mici de 00C. Este alcătuită din mici cristale de gheaţă (cristalizate in sistem hexagonal) , ce se asociază şi formează intotdeauna unghiuri de 600sau 1200, dand naştere astfel fulgilor de zăpăda( cu dimensiuni de la cativa mm- cativa cm).Căderea lor normala este denumită ninsoare, iar sub acţiunea vantului puternic poartă denumirea de viscol. În condiţii normale, fulgii cad cu o viteză de aproximativ 1m/s. Norii care produc zăpada: Nimbostratus, Altostratus, Stratocumulus opacus şi Cumulonimbus. Lapoviţa- Căderile de precipitaţii în care fulgii de zăpadă sunt amestecaţi cu picăturile de ploaie.Este specifică condiţiilor in care temperatura stratului de aer dintre nori şi suprafaţa solului sau a mării este mai ridicată cu cateva grade peste punctul de ingheţ. Norii cu specificitate pentru lapoviţă: Nimbostratus, Altostratus, Stratocumulus stratiformis opacus şi Cumulonimbus


68

Grindina- Se formează prin îngheţarea picăturilor suprarăcite din partea mediană a norilor Cumulonimbus pe granulele de măzăriche moale , incomplet îngheţate. Cade adesea în semestrul cald al anului fiind însoţită de averse puternice de ploaie, oraje şi vijelii, la temperaturi pozitive ale suprafeţei terestre. Are dimensiuni mari ( 5-50 mm şi chiar peste) cu nucleu mat şi înveliş de gheaţă transparentă alternând cu gheaţă mată. Măzărichea moale este reprezentată de grăunţe albe şi opace de gheaţă, cu forme sferice şi conice, diametre cuprinse între 2 şi 5 mm. Sunt uşor deformabile prin strângerea între degete . Cade din nori Cumulonimbus, la temperaturi în jur de 0°C. Măzărichea tare este alcătuită din particule transparente sau translucide de gheaţă. Poate fi măzărichea moale îmbrăcată în strat de gheaţă transparentă. Este umedă, cade din norii Cb, toamna şi primăvara la temperaturi pozitive şi este însoţită de ploaie. 3. După geneză :

ploi convective – sub formă de averse – generate de mişcările ascendente ale aerului cald şi umed care urcă pînă la nivelul de condensare sau pînă la nivelul izotermei de 00C.. Se formează la Ecuator în fiecare zi (14.00-16.00) şi la latitudini medii numai vara;

ploi frontale – cele care însoţesc fronturile atmosferice. Sunt caracteristice depresiunilor extratropicale;

ploi musonice – caracteristice musonului de vară (SW). Cad timp de 6 luni şi în cantităţi foarte mari;

ploi ciclonice – cele care însoţesc ciclonii tropicali. ploi de relief sau orografice- cănd masele de aer cald şi umed sunt impinse de vant şi

intalnesc barierele muntoase, sunt nevoite să se ridice, racindu-se treptat pe măsură ce ating inălţimi foarte mari- vaporii aflaţi in exces se condensează şi formează norii orografici - ce dau naştere la precipăitaţii foarte abundente.Versantul „din vant” –este versantul umed şi ploios, iar versantul „sub vant” este versantul secetos.

Ploi artificiale- produse artificial, prin interventia omului

Ploaia mai poate fi clasificată i după volumul precipitaiilor, astfel:

• Ploaie foarte fină, când rata precipitaiilor este sub 0,25 mm / oră • Ploaie fină, când rata precipitaiilor este între 0,25 i 1 mm / oră • Ploaie moderată, când rata precipitaiilor este între 1 i 4 mm / oră • Ploaie deasă, când rata precipitaiilor este între 4 i 16 mm / oră • Ploaie foarte deasă, când rata precipitaiilor este între 16 i 50 mm / oră

Ploaie torenială, când rata precipitaiilor este mai mare de 50 mm / oră

Precipitaţiile lichide sau solide care cad intr-un anumit interval de timp ( in decursul unei zile, al unei luni sau al unui an) se măsoara cu ajutorul unor aparate denumite pluviometre (vezi seminar).In cazul in care le sunt dotate cu dispozitive de inregistrare , poarta denumirea de pluviografe.


69

5.3.2 Distribuţia precipitaţiilor pe glob. Anual, la suprafaţa globului cade o cantitate de precipitaţii de 1000 de litri/m2. În zona Ecuatorului cad 1000÷2000 mm/an, dar în insulele Pacificului până la 600 mm/an În zona tropicală cad sub 100 mm/an, în zona temperată cade o cantitate mai mare pe

coastele de vest ale continentelor (1200 mm/an) pe când în interiorul continentelor cad cam 250 mm/an.

În zona polară cad precipitaţii numai sub formă de zăpadă – 250 mm/an. Polul ploilor s-a înregistrat la Cherrapundjii (India) – 12000 mm/an – 20.000. mm/an La noi

în ţară polul ploilor s-a înregistrat pe Vf. Omu – 2500 mm/an. Polul secetei a fost înregistrat la sud de Tripoli (Libia) şi în Pustiul Morţii (California). De la 35˚ latitudine sunt cunoscute şi precipitaţiile sub formă de zăpadă, excepţie făcând

vârfurile înzăpezite ale munţilor Kenia şi Kilimanjaro.

5.3.3 Precipitaţii orizontale Caracteristici generale

Din cursurile anterioare, stim că la randul ei condensarea reprezintă procesul de trecere a apei din stare gazoasă (vapori) în stare lichidă. Pentru ca vaporii de apă dintr-un volum de aer să condenseze este necesar să se întrunească două condiţii: suprasaturaţia şi prezenţa nucleelor de condensare.

Un volum de aer poate ajunge la saturaţie (e=E) , respectiv suprasaturaţie (e>E) cu vapori de apă fie prin scăderea temperaturii aerului până la limita punctului de rouă (τ) sau chiar sub această valoare, fie prin creşterea cantităţii de vapori de apă până când tensiunea reală a vaporilor(e) depăşeşte tensiunea de saturaţie(E), fie prin simultaneitatea celor două condiţii.

Creşterea saturaţiei pe seama creşterii cantităţii de vapori de apă este mai greu realizabilă în natură datorită împrăştierii acestora prin difuzie, convecţie, advecţie şi turbulenţă. Scăderea temperaturii aerului sub valoarea punctului de rouă atrage de la sine o creştere a umezelii relative(r) la 100% sau chiar peste această valoare. Răcirea aerului poate fi provocată de cauze multiple, care adesea acţionează conjugat. Acestea sunt: radiaţia, advecţia, destinderea adiabatică şi amestecul a două mase de aer cu temperaturi diferite.

Răcirea radiativă este specifică nopţilor senine şi calme şi se realizează prin pierderea căldurii prin emisie de radiaţii calorice. Ca urmare a acestui fenomen se formează: roua, bruma, ceţurile radiative subţiri şi norii stratiformi.

Răcirea advectivă este rezultatul deplasării unor mase de aer rece peste regiuni acoperite cu aer mai cald. Aceasta determină apariţia ceţurilor advective.

Răcirea adiabatică se produce în timpul mişcărilor convective ascendente prin destinderea datorită scăderii presiunii şi creşterii volumului aerului în mişcare. Este cauza celor mai intense şi mai frecvente condensări şi, totodată ce acare duce la formarea majorităţii norilor.


70

Răcirea prin amestecul a două mase de aer cu temperaturi diferite duce la formarea ceţii de amestec. Nucleele de condensare sunt în majoritate de origine terestră. Multe dintre ele provin din pulverizarea picăturilor fine de apă de la crestele valurilor marine şi oceanice . Evaporarea lor produce săruri higroscopice (în special cloruri). Alte nuclee de condensare pot fi particulele de sol, rocă, sporii, grăunţii de polen , microorganismele. Aşa cum prezentam anterior, condensarea se poate realiza la diferite niveluri (vezi explicaţiile in cazul formării norilor):

- la sol sau pe obiecte de la nivelul solului, - la mică înălţime deasupra solului ( troposfera joasă) - la mare înălţime-norii

Condensarea la sol sau pe obiecte la nivelul solului – are ca rezultat producerea brumei, chiciurei şi poleiului ( produse solide) şi a

fenomenului de rouă ( lichid) cunoscute ca Precipitaţii orizontale.

- Roua este depunerea pe suprafaţa solului sau pe suprafaţa unor obiecte de pe sol a unor picături de apă provenite din condensarea vaporilor conţinuţi de aerul de deasupra. Se formează în nopţile senine şi calme când suprafaţa pe care se depune este răcită radiativ până sub nivelul punctului de rouă (τ), temperaturile fiind pozitive.

- Bruma reprezintă depunerea pe suprafaţa solului sau a obiectelor de pe acesta a unor cristale fine de gheaţă albicioasă ( sub formă de ace, pene, solzi sau

evantai). Se produce în nopţile senine şi calme de primăvară, toamnă şi iarnă, pe suprafeţe cu temperaturi sub 0 °C ( cel mai frecvent -2°C→-3°C). Bruma dispare prin evaporare, mai rar prin topire.

- Chiciura moale are un aspect pufos şi cristalin şi se prezintă sub forma unor depuneri de granule de gheaţă albicioasă, separate prin incluziuni de aer şi ornate uneori cu ramificaţii cristaline cu aspect de ciucuri, frunze de ferigă, ramuri de vâsc etc. Se formează prin sublimarea vaporilor de apă pe crengi, conductori aerieni în condiţii

sinoptice specifice: timp calm sau cu vânt slab (la vânt mai mare de 5 m/s se scutură), ceaţă sau aer ceţos, temperaturi foarte coborâte (cele mai favorabile temoeraturi sunt cele sub -15°C). - Chiciura tare este o depunere de gheaţă granulară albă mată, care iniţial are aspect de zăpadă iar apoi devine compactă şi sticloasă. Se formează la temperaturi de -2°C →-7°C sau mai scăzute, pe timp ceţos şi cu vânt tare prin îngheţarea rapidă a picăturilor de apă suprarăcite pe ramuri, conductori, fire de iarbă etc . Aspectul de zăpadă grăunţoasă necristalină se datorază faptului că îngheţarea bruscă nu permite picăturilor să îşi schimbe forma. Pe timp favorabil producerii ei, chiciura tare (granulară) depusă în jurul conductorilor aerieni poate atinge diametre de până la 20-30 cm, ceea ce duce la creşterea greutăţii cu 4-6 kg/m.l. Poate produce situaţii de pericol. - Poleiul rezultă prin îngheţarea picăturilor de ploaie sau burniţă pe suprafeţe a căror temperatură este în jur de 0°C. Are aspect de gheaţă transparentă şi omogenă. Când temperaturile scad mult, poleiul devine opac şi mai puţin dens prezentând careactere de trecere spre chiciura granulară/tare.Uneori se întâmplă ca după geruri mari să urmeze încălziri accentuate în timpul cărora să cadă picături de ploaie care îngheaţă rapid la sol. Dacă ploaia are durată mai mare, atunci ea topeşte poleiul format.


71

Cap. VI: CEAŢA ŞI VIZIBILITATEA

6.1 Definirea ceţei şi vizibilităţii. Condiţii de formare a ceţurilor. Clasificarea ceţurilor. 6.2 Scara vizibilităţii orizontale. Fenomene de reducere a vizibilităţii pe mare şi pe

canaluri navigabile. Navigaţia pe timp de ceaţă şi în alte situaţii de reducere a vizibilităţii orizontale pe mare şi pe canaluri navigabile

6.1 Definirea ceţei şi vizibilităţii. Condiţii de formare a ceţurilor. Clasificarea ceţurilor

Condensarea la mică înălţime deasupra solului ( troposfera joasă) are ca efecte formarea aerului ceţos şi a ceţii.

Aerul ceţos se datorează suspensiei în pătura troposferică a atmosferei a unor picături microscopice de apă şi/sau cristale fine de gheaţă care reduc vizibilitatea între 1 şi 10 km. Acest fenomen, care precede sau succede ceaţa, are aspectul unui văl cenuşiu, puţin dens.

Ceaţa reprezintă suspensia unor picături mici de apă şi/sau cristale fine de gheaţă care micşorează vizibilitatea orizontală din stratul de aer inferior sub 1 km. Are aspectul de văl albicios.În oraşele şi regiunile industriale cu emanaţii puternice de fum şi praf, ceaţa capătă o nuanţă galben-murdară, devenind mult mai stabilă. În situaţiile când se produce acest fenomen, umezeala relativă (U) are o valoare aproximativ de 100%, mai mică în cazul temperaturilor negative.

Ceaţa poate fi alcătuită numai din picături de apă ( când τ >0°C), din amestec de picături de apă suprarăcită şi cristale de gheaţă la temperaturi între 0°C şi -40°C. Numărul picăturilor este: - de 50-100 /cm3 la ceaţa slabă; - 500-600 /cm3 la ceaţa densă. Condiţiile de formare a ceţii sunt :

- saturaţia aerului cu vapori de apă; - scăderea temperaturii până la atingerea punctului de rouă.

Saturaţia se poate produce prin evaporare sau prin răcirea aerului. O influenţă deosebită o are şi vântul cu viteze de până la 2÷3 m/s, care determină creşterea vitezei de evaporare.

Dimensiunea picăturilor de apă este de la câţiva microni la 60 microni. La temperaturi pozitive, diametrul este între 10÷30 microni, iar la temperaturi negative sub 10 microni.

După condiţiile formării ei se deosebesc:

A. Ceaţa din interiorul aceleiaşi mase de aer B. Ceaţa frontală

A1. Ceaţa de evaporare – ia naştere atunci când o masă de aer rece se deplasează peste o suprafaţă de apă cu temperatură mai ridicată. Este caracteristică mărilor arctice. La latitudini medii, toamna şi iarna se formează deasupra lacurilor şi râurilor;


72

A.2. Ceaţa formată prin răcirea aerului A.2.1. Ceaţa de radiaţie este tipic continentală, apare datorită răcirii nocturne a suprafeţei terestre şi a aerului adiacent. Se formează în condiţii de calm şi de cer senin. Se produce noaptea şi dispare odată cu răsăritul Soarelui. Sub influenta brizei de uscat, ceata este impinsa deasupra marii putand fi intalnita pana la 10Mm de coasta. Daca insa vantul este mai tare de 2 m/s, ceata se imprastie, nefiind persistentă şi este caracteristică regimului anticiclonic; A.2.2. Ceaţa de advecţie – ia naştere la deplasarea unei mase de aer umed peste suprafeţe mai reci sau mai calde. Se formează de-a lungul litoralelor. Este ceaţa cea mai persistentă cu extindere mare pe verticală (până la 600 m). poate să apară la orice oră din zi sau din noapte. Ocupă suprafeţe mari şi dispare greu; Ceata de advectie este intotdeauna insotita de vant forta 2÷4 pe scara Beaufort. Este intalnita mai frecvent in Atlanticul de Nord, in Pacificul de NW, pe coasta de W a Americii de Sud si al coastei de Sud a Africii. Ceata de advectie, deasa si de lunga durata, se intalneste in M. Nordului,Canalul Manecii la nord de Terra Nova. Ceaţa aerului tropical apare iarna pe sute de mii de km2 , cu grosimi de 1-2 km datorită pătrunderii aerului tropical marin peste suprafeţele continentale reci situate la latitudini temperate. Ceaţa mărilor arctice se datoreşte înaintării maselor de aer foarte rece peste suprafeţele cu temperaturi mai ridicate ale unor mări care beneficiază de aportul unor curenţi calzi (Norvegiei, Alaskai etc) Ceaţa mărilor temperate apare iarna când aerul continental mai rece se deplasează peste suprafeţele acvatice mai calde

A.2.3 Ceaţa advectiv-radiativă - ia naştere sub acţiunea conjugată a proceselor advective şi radiative. Un astfel de caz se întâlneşte iarna aerul arctic se deplasează pe uscatul continental unde continuă să se răcească prin emisie de radiaţii infraroşii. A.2.4 . Ceaţa de amestec - se datoreşte suprasaturaţiei rezultate în urma amestecului unor volume de aer cu temperaturi şi umezeli diferite. Este caracteristică litoralelor dar şi regiunilor oceanice în care se întâlnesc curenţi calzi şi reci.( De ex.: cazul semestrului cald din regiunea nord-atlantică dintre insulele Islanda şi Newfoundland unde se întâlnesc curentul rece al Labradorului cu curentul cald al Golfului şi în regiunea nord-pacifică din NE Japoniei unde crt. cald Kuro-Shio întâlneşte curentul rece Oya- Shio) A.2.5 Ceaţa adiabatică (ceata de pantă, ascendentă)- ia naştere în timpul mişcărilor ascendente lente ale aerului pe pantele munţilor fiind rezultatul răcirii acestuia prin destindere adiabatică până sub valoare punctului de rouă. În cazul ascensiunii rapide iau naţtere norii din care cad precipitaţii abundente. Caracteristica acestui tip de ceaţă este că se menţine şi la vânturi foarte puternice;

A.3 Ceaţa formată prin sporirea concentraţiei nucleelor de condensare Este specifică regiunilor industriale şi urbane. Condensarea poate începe la valori ale umezelii mai mici de 100%. Este foarte stabilă. Pâcla industrială (smog) – se formează din vapori rezultaţi din procesele industriale, ce se condensează pe pulberile ieşite odată cu ei din furnale.


73

B. Ceaţa frontală - apare în zona de separaţie dintre mase de aer cu însuşiri fizice diferite. Suprasaturaţia se produce atât datorită amesteculuişi răcirii adiabatice cât şi datorită evaporării precipitaţiilor care însoţesc fronturile. Apar pe neaşteptate, se deplasează repede, dar nu sunt persistente. Pot fi prefrontale, de-a lungul liniei frontale sau postfrontale, întâlnindu-se in literatura de specialitate ca o formă a ceţii de amestec ; După criteriul dimensiunii particulelor care formează ceaţa şi al distanţei de vizibilitate se deosebesc: - Ceaţa slabă (vizibilitate 500-1 000 m) - Ceaţa moderată (vizibilitate 200-500 m) - Ceaţa densă (vizibilitate 50-200 m) - Ceaţa foarte densă (vizibilitate sub 50 m) Frecvenţa ceţurilor este mare la latitudini mari (Oc. Îngheţat – 100 zile/an) şi lipsesc în

zonele tropicale (exceptând zonele de litoral). Prezintă două maxime : primăvara şi toamna.

Pâcla se aseamănă cu ceaţa prin aglomerarea de particule în suspensie, prin poziţie şi reduceera vizibilităţii dar diferă prin origine şi structură. Este un litometeor format prin spulberarea de pe sol, prin erupţii vulcanice, prin incendii şi emisii industriale a unor cantităţi de particule uscate care plutesc în atmosferă reducând vizibilitatea între 1 şi 10 km. Umezeala relativă în acest caz este sub 100%. Nuanţa imprimată atmosferei este galben-albăstruie ca urmare a difuziei totale a radiaţiilor cu lungimi mari de undă.

Este favorizată de inversiuni termice care împiedică împrăştierea pulberilor în atmosfera liberă. Poate fi joasă (locală) sau de înălţime (cu extindere orizontală mare)

6.2 Scara vizibilităţii orizontale. Fenomene de reducere a vizibilităţii pe mare şi pe

canaluri navigabile. Navigaţia pe timp de ceaţă şi în alte situaţii de reducere a vizibilităţii orizontale pe mare şi pe canaluri navigabile

6.2.1 Vizibilitatea atmosferică. Scara vizibilităţii orizontale Prin vizibilitate se înţelege distanţa maximă la care un obiect poate fi observat ca formă,

culoare, claritate. Vizibilitate se măsoară în metri [m], kilometri [km] sau mile marine [Mm]. Factorii care influenţează vizibilitatea sunt :

transparenţa aerului (depinde de impurităţile solide şi lichide din aer); luminozitatea fondului şi a reperului; culoarea reperului şi a dimensiunilor sale geometrice; calităţile vederii observatorului.

Determinarea distanţelor de vizibilitate se face cu ajutorul reperelor sau după experienţă. Vizibilitatea se transmite codat cu cifre de la 90 la 99.


74

90 – vizibilitate mai mică de 45,5 m; 91 – vizibilitate de 45,5 m; 92 – vizibilitate de 182 m; 93 – vizibilitate de 455 m; 94 – vizibilitate de 910 m; 95 – vizibilitate de 1 Mm; 96 – vizibilitate de 2 Mm; 97 – vizibilitate de 5 Mm; 98 – vizibilitate de 10 Mm; 99 – vizibilitate mai mare de 10 Mm.

6.2.2 Fenomene de reducere a vizibilităţii pe mare şi pe canale navigabile. Navigaţia pe timp de ceaţă şi în alte situaţii de reducere a vizibilităţii orizontale pe mare şi pe canaluri navigabile

Efectul cetii asupra navigatiei Efectul cetii asupra navigatiei consta in principal in reducerea vizibilitatii in toate directiile, dar cel mai nedorit efect este acela că ea reduce vizibilitatea pe direcţie orizontală. S-a stabilit conventional sa se utilizeze denumirea de ceata pentru situatiile de reducere a vizibilitatii sub 1 km. Cand vizibilitatea este micsorata, dar obiectele pot fi distinse la distante mai mari de 1km, in buletinele meteo se folosesc termenii de ceata slabă sau pâcla. Existenţa pâclei poate fi uşor recunoscutădacă obiectele indepărtate situate pe mare sunt percepute in tonuri albăstrii, iar Soarele , în tonuri roşiatice şi portocalii. Pentru descifrarea terminologiei folosita in buletinele meteo, s-a intocmit si o scara conventionala a vizibilitatii in grade, după cum urmează:

Tabelul 6.1 Valori ale vizibilităţii şi conditii de observatie

Gra

dul Denumirea

vizibilităţii Condiţii de observaţie

Distanţa de vizibilitate

pe mare pe uscat

0

1

2

Foarte

redusă

Ceaţă foarte puternică (densă).

Ceaţă puternică sau ninsoare foarte puternică.

Ceaţă moderată sau ninsoare puternică

1/4 cbl

1/4 -1 cbl

-3 cbl

0-50 m

50-200 m

200-500 m


75

3

4

Redusă

Ceaţă slabă sau ninsoare moderată, sau pâclă puternică.

Ninsoare moderată sau ploaie foarte puternică sau pâclă moderată

-5 cbl

-1M

500m-1Km

1-2 Km

5

6

Medie

Ninsoare slabă sau ploaie puternică sau pâclă slabă.

Ploaie moderată sau ninsoare foarte slabă sau pâclă slabă.

-2 M

-5 M

2-4 Km

-10 Km

7 Bună Ploaie slabă 5-11 M 10-20 Km

8 Foarte

bună Fără precipitaţii (meteoare) 11-27M

10-50 Km.

9 Excepţională Atmosferă clară. > 27M > 50 Km

Referitor la durata fenomenului la litoralul românesc, ea este maxima în lunile martie şi

noiembrie (peste 110 ore), în celelalte luni situându-se sub 42 de ore pe lună.Numărul mediu anual al zilelor cu ceaţă la litoralul românesc este de 51,9 zile la Constanţa, 26,5 zile la Mangalia, de 33,6 zile la Sulina şi de 37,3 zile pe întreg litoralul românesc, cu variaţii cuprinse între 8 la Mangalia (1999) şi 84 la Constanţa (1978 şi 1980); numărul cel mai mic de zile cu ceaţă se înregistrează la Mangalia iar cel mai mare la Constanţa (fig 6.1i). .( I.N.M.H. , 2001)

Fig.6.1 Zilele cu ceață la litoralul românesc: 1961‐2000

Zile cu ceaţă 1961 - 2000

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

1961

1962

1963

1964

1965

1966

1967

1968

1969

1970

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

1981

1982

1983

1984

1985

1986

1987

1988

1989

1990

1991

1992

1993

1994

1995

1996

1997

1998

1999

2000

Constanţa Mangalia Sulina Tulcea


76

Prognoza privind relaţiile dintre instalarea ceţii, durata sa şi prognoza pe timp scurt a vremii: In urma unor observatii efectuate de navigatori pe perioade indelungate, s-au stabilit anumite criterii de prognoza a vremii in functie de modul de aparitie al cetii si durata acesteia, astfel: - dacă ceata se instaleaza imediat dupa apusul soarelui si se mentine si ziua urmatoare, vantul va sufla slab; - dacă ceata se ridica imediat dupa rasaritul soarelui, vantul va sufla puternic. -când timpul ceţos este insoţit deploaie, ceaţa se va intensifica.Incetarea ploii constituie un indiciu că ceaţa se va ridica ori densitatea sa se reduce simţitor; Timpul cetos poate fi prevazut la bord masurandu-se temperatura aerului si a apei din 10 in 10 minute. Daca temperatura apei de mare de la suprafata scade sub temperatura punctului de rouă, atunci este aproape sigur ca ceata se va instala în timpul cel mai scurt. Navigatia pe timp de ceată Vizibilitatea redusă ca urmare a instalării ceţii este una din cauzele care contribuie in cea mai mare masura la producerea coliziunilor si esuarii navelor. Din acest motiv se impune adoptarea unor masuri speciale atunci cand nava este in mare sau pe fluvii respectiv canale de navigaţie, pe timp de ceată. Cele mai importante masuri ce trebuiesc luate, sunt: - emiterea semnalelor corespunzatoare de ceata, conform Regulii 35 din COLREG: - nava cu propulsie mecanica in mars un semnal lung (-) la maximum 2 minute; - nava in mars dar stopata (-) 2 secunde pauza (-), la intervale de max. 2 minute; - nava nestapana pe manevra sa, stanjenita de pescaj, nava cu vele, nava ce pescuieste, nava care remorcheaza (- • •), la intervale de max. 2 minute; - nava care remorcheaza sau ultima din convoi, daca are echipaj (- • • •), la intervale de max. 2 minute, daca este posibil imediat dupa remorcher; - nava la ancora - clopot 5 secunde la max. 1 minut, daca lungimea navei este mai mare de 100 m si un gong la pupa, in aceleasi conditii. In caz de pericol (• - •); - nava esuata clopot si gong ca la cea de la ancora si in plus trei lovituri de clopot separat dupa cele repezi; - navele sub 12 m lungime, semnal sonor eficace la max. 2 minute; - pilotinele pot emite semnal de identificare (• • • •). - reducerea vitezei de deplasare in raport cu densitatea cetii si alte conditii locale (trafic, apropierea de coasta, zone cu pericole de navigatie, etc.); nava poate fi chiar oprita sau ancorata daca este posibil; - intarirea veghii si pastrarea linistii la bord, atentie la schimbarea pozitiei si directiei de deplasare a altor nave; - inchiderea portilor etanse; - utilizarea mijloacelor electronice de navigatie si a sondei ( când se navigă în zonă cu funduri mici, stanci submarine sau bancuri de nisip) Trebuie să reţinem, că densitatea diferită a ceţii in anumite puncte, precum şi lipsa omogenităţii pe suprafete mici, detemină reducerea intensităţii semnalelor acustice emise de


77

nave, distorsionarea acestora si uneori devierea semnalelor până la valori de 900, astfel incât au fost cazuri in care poziţia navei emitente a semnalului a fost greşit determinată, manevrele efectuate conducând in final la coliziune.

Pentru detaliile aferente asupra zonelor cu ceţuri frecvente cat şi pentru perioadele in care frecvenţa lor creşte, este util să se consulte cărţile “Pilot”, “Avizele pentru navigatori” etc.


78

Cap. VII: VÂNTURILE ŞI SISTEMELE BARICE DEASUPRA

OCEANELOR

7.1 Circulaţia aerului în celule în cadrul centurilor de presiune în raport cu latitudinea şi mişcările de rotaţie şi de revoluţie ale Pământului. Circulaţia generală în troposfera superioară;

7.2 Clasificarea vânturilor. Distribuţia generală a vânturilor din troposferă şi distribuţia vânturilor în raport cu sistemele barice şi modificările sezoniere de vară şi de iarnă. Vânturile oceanice ecuatoriale, alizeele, vânturile de vest şi vânturile polare. Influenţa lor asupra navigaţiei .

7.3 Tornadele; 7.4 Musonii: mecanismul formării musonilor, distribuţia lor pe glob şi

caracteristicile musonilor din diferite regiuni oceanice. Influenţa musonilor asupra navigaţiei;

7.5 Brizele de mare şi de uscat. Vânturile catabatice. Grenurile. Vânturile locale. Condiţiile formării acestor vânturi, mod de manifestare, zone de acţiune, influenţa acestora asupra navigaţiei . Vanturi locale la noi în ţară;

7.1.1 Circulaţia aerului în celule în cadrul centurilor de presiune în raport cu

latitudinea şi mişcările de rotaţie şi de revoluţie ale Pământului. Pe latitudini valorile presiunilor diferă de la Ecuator la Poli.Analiza distribuţiei presiunilor

din straturile joase ale atmosferei pe perioade de timp indelungate, a dus la delimitarea unor zone distincte evidenţiate prin presiuni caracteristice denumite generic centuri de presiune. Ele coincid in ansamblu cu zonele de temperatură la scara globului, extinzandu-se/restrângandu-se ciclic concomitent cu extinderea sau restrangerea zonelor de temperatură

De-a lungul Ecuatorului se formează un brâu de depresiuni (zona calmelor ecuatoriale – circulaţia aerului se desfăşoară numai pe verticală) zona mai fiind denumită şi talvegul ecuatorial-deoarece este incadrată la N şi S de zone de inaltă presiune. De-a lungul latitudinii de 35˚ se formează un brâu de anticicloni. La latitudinea de 50˚÷60˚ din nou un brâu de depresiuni iar la Poli un brâu de anticicloni.

Cea mai ridicată valoare de presiune înregistrată pe glob este egală cu 1083,8 mb, valoare

înregistrată la Agata – la 15 km distanţă de Oimeakon. Cea mai scăzută valoare de presiune înregistrată este egală cu 912 mb, valoare înregistrată la

Murato (Japonia) în timpul unui taifun. Principalii centri barici care se formează la suprafaţa Pământului în emisfera nordică îşi

schimbă poziţia de la un anotimp la altul datorită raportului aproape egal dintre suprafaţa ocupată de uscat şi cea ocupată de ocean-vezi subcapitolul 3.2.3 (Răspândirea presiunilor la suprafaţa Pământului)


79

În emisfera sudică centrii barici îşi păstrează aceeaşi poziţie în tot timpul anului. Emisfera nordică

vara - anticiclonul azorelor (1025 mb) – are influenţe până în S-E Europei şi S-E Statelor Unite. La

pătrunderea pe continent determină averse de ploaie cu descărcări electrice. În interiorul continentului determină o vreme foarte caldă şi secetoasă ;

- anticiclonul hawaian (1022 mb) – este perechea primului. Produce ploi pe coastele de vest ale Statelor Unite, Canada ;

- pe continent un brâu de depresiuni (900÷995 mb) – din nordul Africii până în Pakistan. Determină o vreme caldă pentru sudul Europei şi un aer foarte încărcat cu pulberi. În Asia prezenţa acestor depresiuni se caracterizează prin ploile musonice.

iarna - anticiclonul siberian (1050 mb) – pe uscat. Produce o vreme frumoasă şi foarte rece;

acţionează iarna; - anticiclonul canadian (1025 mb) – determină o vreme frumoasă şi răcoroasă; - depresiunea islandeză (985÷995 mb) – în Atlantic; determină o vreme foarte închisă şi

ploioasă; - depresiunea aleutinelor (1000 mb) – în Pacific; are influenţe pe coastele de vest ale Americii

de Nord; plouă şi iarna şi vara.

Emisfera sudică - depresiunea sud-africană (1000÷1005 mb); - depresiunea nord-australiană (1000÷1005 mb); - anticiclonul sud-atlantic – Insula Sf.Elena; - anticiclonul indian – Insula Sf.Mauriciu; - anticiclonul pacific – Insula Paştelui.

Toţi trei anticicloni au valori ale presiunii de 1020 mb şi îşi păstrează zona lor de acţiune în tot timpul anului.

7.1.2 Circulaţia generală în troposfera superioară

Câmpul baric al troposferei superioare se caracterizează prin prezenţa a două dorsale anticiclonice situate între paralele de 15 şi 30.0 ale fiecărei emisfere. Acestea sunt separate de un talveg depresionar circumterestru, al cărui ax corespunde, în linii generale, ecuatorului. De la latitudinea dorsalelor anticiclonice, presiunea scade constant către cei doi poli. Drept urmare, acţiunea conjugată a forţei gradientului baric orizontal (orientată către poli) şi a forţei Coriolis generează aşa numitele vânturi geostrofice de vest care înconjoară Pământul asemenea unor brâuri cu lăţimi mai mari de 60.0 (de la latitudinile de 20.0nord şi sud până aproape de poli). În zonele de maximă presiune de la latitudinile de 15-200 nord şi


80

sud predomină calmul atmosferic şi vânturile slabe, la fel ca în zonele subtropicale de la 30-400 latitudine nordică şi sudică din troposfera inferioară.

Pentru culoarul depresionar de deasupra zonei ecuatoriale sunt caracteristice vânturile geostrofice de est care alcătuiesc la rândul lor un alt brâu sau inel circumterestru al circulaţiei generale de altitudine, numit alizeu primar. Alizeele din troposfera inferioară a celor două emisfere nu sunt altceva decât componentele de nord-est şi sud-est (datorate frecării cu suprafaţa terestră) ale acestui curent estic. Altfel spus vânturile geostrofice de est, prezente deasupra alizeelor pe tot restul grosimii troposferei, constitue curentul principal al circulaţiei generale a atmosferei din zona intetropicală, în timp ce alizeele de la nivelul suprafeţei terestre sunt doar manifestări secundare.

La latitudini medii, vânturile de vest din troposfera superioară urmează traiectorii sinuoase, ale căror meandre înaintează când către ecuator, când către pol, cunoscute şi sub numele de ”unde Rossby” aceste meandre sunt rezultatul aparent tendinţei marilor sisteme de vânturi de a păstra constantă mişcarea de rotaţie sau momentul unghiular în jurul axei de rotaţie a Pământului

La înălţimea tropopauzei undele vânturilor de vest prezintă fâşii relativ înguste în care vitezele de deplasare a aerului depăşesc frecvent 200 km/h, atingând chiar valori de peste 450 km/h. Acestea au forma unor curenţi cu mişcări pulsatorii care au fost numiţi ”curenţi rapizi” (”Jet stream”) sau curenţi fulger. Înconjurând Pământul , curenţii jet meandrează puternic, undele lor având uneori amplitudini de mii de km (de la 25-30 până la 50-55-0 latitudine nordică şi sudică). În emisfera nordică, sistemul principal de curenţi jet ondulează de la nord la sud, apropiindu-se de ecuator deasupra continentelor şi îndepărtându-se deasupra oceanelor. Poziţia lui faţă de frontul polar sugerează ideea că este important transportator de aer peste continente, cât şi un mecanism de ghidare pentru furtunile ciclonic .Maximelor barice subtropicale din ambele emisfere acţionează ”curentul jet subtropical”, care are direcţie vestică, persistă aproape tot anul şi înregistrează uneori viteze maxime de peste 450km/h.

Deasupra zonei ecuatoriale, mişcările ondulatorii din troposfera superioară sunt mai slab dezvoltate decât la latitudini mai mari, din cauza reducerii până la zero a forţei Coriolis şi stabilităţii mari a curenţilor de aer care nu intersectează viguros paralele. Cu toate acestea, în stratosfera intertropicală se formează vara ”un curent jet estic”, detectabil deasupra Asiei sud-estice. Stabil sub raportul direcţiei, el are viteze variabile a căror medie se cifrează la 130km/h. Este probabil că apariţia lui este legată de puternica încălzire din timpul verii a continentului asiatic. Cunoscut şi sub numele de ”curentul estic Krakatoa” a transportat spre vest particulele fine de praf ejectate până în stratosferă de erupţia din1883 a vulcanului cu acelaşi nume.

Cunoaşterea exactă a curenţilor jet din troposfera superioară , permite astăzi

utilizarea forţei lor pentru deplasarea întrun mod mai rapid şi mai economic a multor aeronave, tot aşa cum cunoaşterea regiunilor cu frecvenţă mare a vânturilor de vest a permis în trecut folosirea curenţilor de aer în navigaţia cu pânze.


81

7.2 Clasificarea vânturilor. Distribuţia generală a vânturilor din troposferă şi distribuţia vânturilor în raport cu sistemele barice şi modificările sezoniere de vară şi de iarnă.

Vântul se clasifică în funcţie de structura sa şi de durata de acţiune. Din punct de vedere al structuri ( se aprecieaza in functie de caracteristicile principalilor

parametri: viteza si directie ), avem : - vânt laminar – intalnit rar, vânt care se deplasează cu viteză uniformă relativ mică; caz

posibil, existent pe distanţe mici şi pe suprafeţe netede; vânt turbulent – caracteristic zonelor accidentate; cu schimbări frecvente de direcţie şi viteză;

– prezintă dezvoltarea de vartejuri impuse de neuniformitatea reliefului, procesul fiind activ dupa-amiaza, cand se imbina deosebit de activ turbulenta dinamica cu cea termică;

- vânt în rafale – se produc oscilaţii bruşte ale direcţiei şi vitezei care au caracter pulsatoriu Din punct de vedere al duratei de acţiune, avem :

- vânturi regulate – care bat tot timpul anului din aceeaşi direcţie şi cu aproximativ aceeaşi viteză;

- vânturi periodice – îşi schimbă direcţia la un anumit interval de timp; - vânturi locale – caracteristic anumitor zone. Apar instantaneu fără a avea o anumită perioadă

când acţionează. N

M zona vânturilor polare D D 66˚30’ z. vânturilor de vest M M M M 23˚30’ deplas. reală

Zona alizeelor de NE a aerului Zona 5˚ calmelor D D D D D 0˚ ecuat. 5˚ Zona alizeelor de SE M M M 23˚30’ z. vânturilor de vest D D 66˚30’ M zona vânturilor polare S

Figura 7.1. Principalele zone cu repartitia vanturilor le scară globală


82

Vânturile oceanice ecuatoriale (vezi fig. 7.1; 7.2) Zona ecuatorială este cunoscută ca zona calmului ecuatorial (vezi fig 7.1), fiind

caracterizată in literatura de specialitate ca ca o centură termală a Pământului in care au loc puternice mişcări convectiveale aerului atmosferic..In realitate, periodele de calm cumulate in decursul unui an nu reprezintă decat ¼ din durata acestuia, restul timpului fiind caracterizat de vânturi de suprafaţă cu direcţii variabile şi intensităţi reduse ce alternează cu calmuri şi grenuri (furtunu violente de scurtă durată), insoţite totdeauna de ploi torenţiale cu frecvente şi puernice descărcări electrice (fenomene orajoase)

Lăţimea centurii aferente fenomenelor descrise mai sus este de aproximativ 200-300 Mm, cu specificaţia ca se inregistrează variaţii mari atat ca localizare geografică cat si de la o luna la alta .Ex:In Oceanul Atlantic: -in fasia nordica: - luna februarie – 00 - 20 N

- luna august - 50 - 100 N In Oceanul pacific de Nord, pentru aceleaşi luni: - luna februarie – 40 - 80 N - luna august - 80 - 120 N Acest fapt demonstrează că aceste zone reprezintă straturi de aer de tranzitie , ce separă

masele de aer transportate de alizee către regiunile ecuatoriale Vânturile regulate (vezi fig 7.1; 7.2) Sunt vânturile care-şi păstrează tot timpul anului direcţia. Principalele tipuri de vânturi

regulate sunt : alizeele - 30˚÷5˚ latitudine. Suprafaţa afectată este de 1200 Mm. Campul de actiune

inregistrează extensiuni sau restrangeri odată cu deplasarea spre nord în iulie-august şi spre sud în ianuarie-februarie (la solstiţiul emisferei respective). Vremea în zonele afectate este una bună, cu cer senin, această vreme fiind întreruptă doar de furtunile tropicale;Formarea lor se explică prin puternica ascensiune a aerului cald din zona ecuatorială, ce provoacă in straturile de aer joase depresiuni ( talvegul ecuatorial) ce induc automat aflux de aer mai rece dinspre latitudinele mai mari spre ecuator.

Alizeele , ca vanturi de suprafaţă, au un corespondent de sens contrar în vanturile de altitudine- contraalizeele, la altitudini mai mari de 2500 m..Masele de aer care în zona ecuatorială execută o mişcare ascendentă, ajung la înălţime şi se indreaptă spre latitudini mijlocii pentru a inlocui masele de aer care s-au deplasat din aceste regiuni spre ecuator prin vanturile alizee.

vânturile de vest – în Atlantic bat trei sferturi de an. În oceanul Atlanticul de Nord între 40˚÷50˚ latitudine bat dintr-o direcţie cuprinsă intre SW-NW cea mai mare frecvenţă şi viteză o ating iarna când pot ajunge până la 25 Nd, iar în emisfera sudică bat la intensitate maximă între 55˚÷60˚ latitudine dintr-o direcţie WNW pe timp de vară, iar iarna intre 50˚÷55, avand direcţie constantă dar viteză foarte mare. La 40˚latitudine sudică, vântul produce un vuiet caracteristic (vuietul de la 40˚) care se aude de la depărtare pe mare în Oc.Atlantic- se numesc „Forties”

vânturile polare – au cele mai mari viteze, în emisfera sudică ajungând până la 200 Nd iar în emisfera nordică până la 70÷80 Nd.


83

Vânturile periodice (vezi fig 7.2)

musonii – sunt vânturi care-şi schimbă direcţia la un interval de timp. Iau naştere mai ales în Oc.Indian datorită diferenţei de temperatură şi presiune dintre uscat şi ocean. Din aprilie până în octombrie bate musonul de vară sau de SW. Din noiembrie până în martie bate musonul de iarnă sau de NE – secetos. La schimbarea direcţiei musonilor se produc cicloni tropicali.

brizele – îşi schimbă direcţia de la zi la noapte şi iau naştere datorită diferenţelor de temperatură şi presiune dintre uscat şi mare. Influenţa se resimte pe o distanţă de 45 km.

Sinteza vanturilor (dominante) pe globA. decembrie –aprilie

B. iunie-octombrie

Fig 7.2 Sinteza vanturilor dominante pe glob


84

7.3 Tornadele

7.3.1 Consideraţii generale

Termenul de tornada provine din latinescul tonare care inseamna a tuna. Tornadele sunt perturbatii atmosferice violente, de dimensiuni reduse, cu un caracter turbionar, sub aspectul unei coloane inguste care se roteste foarte repede sau al unei palnii intoarse care atinge nivelul solului. Totusi, meteorologii nu cred ca este atat de usor a defini o tornada. De exemplu, diferenta nu este clara in ceea ce priveste un puternic mesociclon ( furtuna circulara) de la nivelul solului si o tornada de dimensiuni mari, dar care nu este puternica.

Exista neintelegeri si in a privi doua vartejuri (tornade multivortex sau multiple-vortex) formate in timpul aceleiasi furtuni ca fiind doua tornade separate sau nu. Este cunoscut faptul ca o tornada poate sa nu prezinte o coloana in forma de palnie vizibila. Tornadele variaza in diametru de la cativa zeci de metri pana la aproximativ 2 km, avand un diametru mediu in jur de 50 de metri, insa s-au inregistrat si tornade de dimensiuni mult mai mari. Majoritatea tornadelor din emisfera nordica formeaza vanturi care se invart invers acelor de ceasornic, in jurul unui centru de presiune extrem de joasa, numite tornade anticiclonice, iar in emisfera sudica vanturile se invart in general in sensul acelor de ceasornic, numindu-se tornade ciclonice. Viteza vantului la nivelul solului este cuprinsa intre 60 km/h si 500 km/h, acestea din urma fiind devastatoare. Cele mai puternice tornade pot matura casele de pe fata pamantului, pot distruge cladiri din caramida, pot ridica in aer masini si chiar autobuze.

Pentru a considera un vârtej - un vânt în spirală în formă de pâlnie drept o tornada, acesta trebuie să fie în contact cu solul şi cu norul care produce furtuna. Când această pâlnie vine în contact cu solul, se produce o zonă concentrată de distrugere. Aria vârtejului nu are de obicei o lungime mai mare de 250 de metri, dar poate avea o lăţime de până la 2 km. Cercetatorii studiaza tornadele pentru a intelege mai bine modul in care acestea se formeaza, comportamentul lor si structura, avand la dispozitie o varietate de instrumente specifice. Tehnologia avansata a facut posibila simularea furtunilor ce provoaca tornade, folosind modele pe computer.

7.3.2 FORMAREA TORNADELOR Tornadele sunt produse de mai multe tipuri de condiţii climatice. Majoritatea meteorologilor consideră însă că acestea se declanşează ca urmare a ciocnirii curenţilor de aer cald şi rece care formează o suprafaţă circulară de presiune atmosferică scăzută, dar acesta este un raspuns general. Tornadele se formeaza la baza norilor cumulonimbus, unde aerul rece si uscat se intalneste cu cel cald si umed si sunt asociate intotdeauna cu puternice


85

furtuni. Aerul cu un front atmosferic scăzut are tendinţa să se ridice şi să creeze un curent vertical puternic. Acest curent atrage aerul cald de la nivelul solului care se învârte din ce în ce mai rapid şi absoarbe aerul din împrejur ca un aspirator. În cazuri extreme, aceste curente puternice de aer pot atinge viteze de 500 km pe oră sau chiar 800 km pe ora. Cele mai puternice tornade se declanşează în condiţiile unor furtuni super-cell. Norii rotativi ai furtunii pot fi detectaţi pe radarele meteorologice ca având o circulaţie bine definită, pe care meteorologii o numesc mesociclon . Norii uriaşi super-cell ating înălţimi mai mari decât cele ale Munţilor Everest, au un diametru intre 10 si 16 km, sunt de lunga durata, de pana la cateva ore si se deplaseaza mii de km, producand cateva tornade. Dar chiar daca exista conditiile favorabile pentru ca o furtuna sa formeze vartejuri, acest lucru nu se intampla intotdeauna. Adevarul este ca acest proces nu este pe deplin inteles. Teoriile recente sugereaza ca odata ce mesociclonul este format, dezvoltarea tornadei este legata de diferentele de temperatura.Coloana de aer in forma de palnie devine vizibila datorita vaporilor de apa condensati din stratele exterioare, in momentul in care umiditatea este suficient de ridicata , dar chiar daca circulatia aerului este indreptata spre interior si tinde sa se ridice, norul din interiorul vartejului cu presiune joasa se extinde descendent de la baza. 7.3.3 CLASIFICAREA TORNADELOR Masuratorile directe in ceea ce priveste o tornada sunt greu (si periculos) de obtinut. In 1971, Theodore Fujita- professor de meteorologie la Universitatea din Chicago, specialist in tornade, a alcatuit un sistem de clasificare care ii poarta numele bazat pe distrugerile structurilor realizate de om. Scara Fujita sau F- Scale clasifica pagubele produse de tornade ca fiind neinsemnate (F0 si F1), puternice ( F2 si F3) si violente (F4 si F5). Este important de mentionat ca aceasta scara se aplica doar in regiunile unde exista structuri realizate de om, iar vartejurile nu se masoara in functie de dimensiunile lor, ci de pagubele provocate. Marimea unei tornade nu indica in mod necesar si violenta sa, tornadele mari pot avea intensitate redusa, iar cele mici pot fi violente. Cercetarorii sunt capabili sa coreleze valorile Scarii Fujita doar cu aproximatie cu viteza vanturilor. De exemplu, vanturile cu viteze de 145 km pe ora pot produce putine pagube unei cladiri bine construita (F0), in comparatie cu o cladire canstruita superficial, unde pagubele ar fi insemnate (F2). Viteza vanturilor clasificate pe aceasta scara nu a fost niciodata testata sau dovedita stiintific, fiind nevoie de multa atentie in folosirea acesteia. SCARA FUJITA: F0 viteza vantului intre 64-116 km/h. Nu provoaca pagube foarte insemnate, dar chiar şi aceste tornade pot smulge ţigle de pe


86

acoperişuri şi pot arunca maşinile de pe şosele. Casele mobile se pot răsturna şi magaziile se pot dărâma. Pot provoca ruperea crengilor din copaci si a indicatoarelor rutiere. F1 - viteza vantului intre 117-181 km/h. Este o tornada moderata ce provoaca pagube medii. Reprezinta echivalentul unui uragan de cea mai slaba intensitate.Vor cădea acoperişurile de pe case şi casele mobile în zona afectată de tornada se vor dărâma. Acest tip de vârtej poate arunca trenurile de pe şine. F2 - viteza vantului intre 182-253 km/h. Aceasta este o tornada puternica. Copacii grei vor fi smulşi din rădăcini iar clădirile solide se vor prăbuşi asemenea unor beţe de chibrituri. F3 - viteza vantului intre 254-332 km/h. Aceasta tornada produce distrugeri pe scara larga. Se vor darama acoperisurile si peretii caselor bine construite. Locomotivele şi camioanele de 400 de tone vor zbura prin aer ca nişte jucării, iar copacii unei paduri vor fi culcati la pamant. F4 - viteza vantului intre 333-419 km/h. O tornada de o asemenea intensitate distruge tot ce îi iese în cale. Casele solide sunt ridicate in aer, iar structurile cu fundatie nerezistenta sunt aruncate la mare distanta. F5 - viteza vantului intre 420-512 km/h. Este o tornada incredibila, tot ce intalneste in cale este carat pe distante considerabile. Are o forţă asemănătoare cu cea a unei bombe atomice.

7.4 Musonii: mecanismul formării musonilor, distribuţia lor pe glob şi caracteristicile musonilor din diferite regiuni oceanice. Influenţa musonilor asupra navigaţiei.

Primavara, aerul de deasupra pamantului se incalzeste mai rapid decat cel de deasupra marilor. Aerul cald se ridica si il "mobilizeaza" pe cel rece provenit din ocean, cel aducator de precipitatii, cu doua consecinte: ploaia raceste suprafata, dar elibereaza si caldura latenta cand vaporii aposi se condenseaza in picaturi. Cu cat aerul transportat catre zona continentala este mai umed, cu atat mai multa caldura latenta este eliberata de ploaie, si cu atat mai mult aer umed este impins catre pamant, printr-un mecanism de auto-amplificare ce mentine diferenta de temperatura si prin urmare intreaga circulatie musonică.

Cercetatorii au descoperit acum ca acest mecanism de feedback este foarte delicat si sensibil la perturbarile din exterior. Ecuatiile noului model pus la punct de acestia indica faptul ca exista o valoare critica de iradiere solara care declanseaza fenomenul: daca iradierea scade sub aceasta valoare (eventual din cauza poluarii din aer), nu se poate dezvolta clasica circulatie musonica. De asemenea, tot prin intermediul acestui model si gratie analizei datelor din ultimii 60 de ani, oamenii de stiinta au calculat valorile critice pentru sistemele musonice din Oceanul Indian de Nord şi de Sud Marea Chinei de Sud,Marea Arafura şi Marea Timor, Golful Carpentaria din nordul Australiei şi coastele Africii occidentale.


87

7.4.1 Mecanismul formării musonilor (de vară şi de iarnă) din Oceanul Indian

- În semestrul cald al anului (aprilie-septembrie) sudul şi centrul Asiei se încălzeşte foarte puternic-adesea, în deşertul Arabiei, în Iran, Pachistan, India şi alte state din Asia Centrală, mercurul termometrelor urcând peste 50C - provocând o ascensiune a aerului, ce determină formarea unor largi arii cu presiune atmosferică scăzută (sub1000 mb) care atrag masele de aer umed şi răcoros de deasupra Oceanul Indian, unde se menţine un câmp de presiune atmosferică relativ ridicată (1020-1025mb). Aşa ia naştere musonul de vară, care suflă permanent de la SV, S şi SE, dinspre ocean spre continent, aducând ploi abundente în zonele sudice şi sud-estice ale Asiei.

Fig 7.3 Formarea musonilor (de vară şi de iarnă) din Oceanul Indian

- În semestrul rece al anului (octombrie-martie), datorită temperaturilor deosebit de coborâte ale aerului din părţile centrale ale Asiei-unde,deseori,în podişul Tibet, în deşertul Gobi şi în SiberiaCentrală valorile termice scad sub - 50C - se produce o ”îndesire” a maselor de aer, luând naştere un vast câmp cu presiune atmosferică foarte ridicată (peste1045 mb), în timp ce, deasupra oceanului, unde aerul este mult mai cald (20-25C), se formează o întinsă depresiune barică (în jur de 1005 mbar). Puternicele contraste barice determină formarea musonului de iarnă, care timp de 6 luni pe an, circulă dinspre continentul asiatic spre Oceanul Indian, din direcţiile nord şi nord-est, ca un vânt uscat,aproape lipsit de precipitaţii. Intensitatea musonului de iarnă este foarte mare (ca şi a celui de vară), resimţindu-se asupra întregului bazin nordic al Oceanul Indian, desfiinţând, la fel ca şi cel de vară, calmul ecuatorial şi răsturnând alizeele din emisfera sudică.


88

7.4.2 Musonii din mările Arafura şi Timor, precum şi golful Carpentaria

In mările Arafura şi Timor, precum şi in golful Carpentaria, musonii bat din NW sau W in perioada decembrie-februarie, în regiunile situate la N de lat 200 S şi la est de longitudinea de 1100 .În perioada martie-aprilie musonii bat dinpre SE.Musonul de NW sau W, este caracterizat prin nebulozitate mare, ploi şi grenuri.Dintre grenurile reprezentative, amintim aici de cele din goful Carpentaria – “morning glory”, atingand frecventa maximă în intervalul sept-noiembrie, producandu-se in medie la fiecare 2-5 zile. Viteza musonului de NW este 13-22 Nd.

7.4.3 Musonii din Marea Chinei de Sud, în Marea Chinei de Est , in Marea Galbenă şi Marea Japoniei.

Musonul de iarnă Data la care incepe să bată musonul de iarnă (de NE) variază cu latitudinea.Astfel, in regiunile cuprinse : - intre lat 200N- 300N – septembrie -Regiunile la sud de 200N - noiembrie Directiile sunt si ele variabile ,astfel: NE - În Marea Chinei de Sud şi la est de Filipine N-Marea Galbenă NW-Sudul Japoniei Musonul de iarnă (NE) este mai puternic, atingand timp de 10 zile in decursul lunii forta 7S/B, în apropiere de vietnam, nordul Filipinelor, în apropierea Taiwanului şi a Japoniei Musonul de vară (de SW)

- Incepe să bată in lunile mai-iunie şi incetează in august-septembrie - Este mai slab decat cel de vară, atingand in Marea Chinei de Sud forţa 5 S/B

Musonul african de SW şi musonul brazilian de NE

Musonul african de SW: - bate in perioada ianuarie –iulie , avand forţa cuprinsă intre 2-4 S/B;

Fig 7.4 Formarea musonului african de SW


89

Musonul brazilian de NE -bate in zonele siuate la S de lat 150S, în timpul verii australe, in lunile noiembrie –februarie -atinge forţa 4-5 S/B la mare deschisă in partea de Nea zonei şi forta 3-4 S/B in partea de SW a zonei langă coaste

Fig 7.5 Formarea musonului brazilian de NE

7.4.4 Alte efecte musonice intalnite:

in America de Nord :

- are caracteristici mult atenuate datorită masei continentale mai reduse dacat cea a Asiei iar contrastele termice sunt mult mai mici;

- Ia nastere astfel , vara - cand aerul cald din zona Golfului Mexic se deplasează spre N deasupra partii centrale şi estice a continentului, iar iarna aerul rece din regiunile canadiene se deplasează spre S. denumiri improprii atribuite unor vanturi, astfel: .- “musonul Guineei” – vant de sud ce bate in tot cursul zilei şi tot anul cu exceptia lunilor ianuarie-februarie dinspre mare spre tarm; -“musonul Venezuelei” – vant de NNE ce bate pe coasta Venezuelei

7.5 Brizele de mare şi de uscat. Vânturile catabatice. Grenurile. Vânturile locale. Condiţiile formării acestor vânturi, mod de manifestare, zone de acţiune, influenţa acestora asupra navigaţiei .

7.5.1 Brizele de mare şi de uscat. Vânturile catabatice. Grenurile Briza de mare se manifestă de la mare spre uscat începând cu ora 900 şi îşi menţine influenţa aproximativ 3 ore după apusul soarelui. Briza de uscat (de noapte) începe să bată aproximativ la ora 2300 şi transportă un aer cald şi uscat. Brizele pot să devieze vânturile dominante. În Indonezia vântul Karif intensifică musonul de SW.


90

Alte vânturi locale sunt vânturile catabatice ( vanturile care coboară cu viteze mari pantele unor formaţiuni orografice) ascendente sau descendente, calde sau reci . Vânturi catabatice calde :

Föhn (fig – din nordul Italiei spre Elveţia. Bate la începutul primăverii şi are drept consecinţă venirea primăverii cu 30÷40 de zile mai devreme decât în zonele învecinate

5˚

0˚ –15˚ 20˚÷25˚

Fig 7.6 Mecanismul general de formare al Föhn-ului

Föhn-ul are loc ca urmare a unei mişcări ascensionale a aerului (de obicei) de-a lungul peretelui vertical (sau mai abrupt) al unui munte, (ascensiune orografică), urmată de descindere în partea cealaltă a masivului. Pe măsură ce curentul de aer se mişcă ascensional dea lungul pantei muntelui, aerul se destinde şi ca atare se răceşte, determinând transformarea vaporilor de apă în precipitaţii. Devenind dehidratat, curentul de aer continuă mişcarea ascensională până la atingerea crestei sau vârfului muntelui, după care îşi continuă mişcarea descensional, în partea cealaltă a abruptului. Pe măsură ce coboară panta domoală a muntelui temperatura aerului creşte adiabatic datorită creşterii presiunii atmosferice odată cu atingerea unei altitudini mai joase, ca rezultat, acest front de aer creează vânturi puternice, furtunoase, calde şi uscate. În doar câteva ore, un astfel de front de aer poate produce creşteri de până la 30°C.

Numele dat acestui tip de vânt, föhn, este provenit din germană, fiind pronunţat [føehn], este originar din Alpi şi Europa centrală, unde climatul este sensibil influenţat datorită existenţei acestuia. Vântul föhn este faimos printre montaniarzii Alpilor, şi în special printre cei urcând masivul Eiger, întrucât creează dificultăţi suplimentare la cele deja existente oricum datorate structurii montane foarte accidentate.

M D


91

Fig. 7.7 Reprezentarea circulatiei generale a aerului in cazul Föhn-ului

shimik – pe coastele Pacificului – Podişul Preriilor; zonda – în Argentina.

Aceste vânturi nu acţionează în fiecare an. Vânturi catabatice reci

bora – vânt descendent, orientat de la uscat spre mare. Se formează pe coastele iugoslavice ale Mării Adriatice. Este foarte rece, cu viteze foarte mari (120÷130 km/h). Bate la începutul primăverii. În NE Mării Negre se formează un vânt de tip bora.

Fig 7.8 Mecanismul general de formare al Borei

Curentul superior al masei de aer este foarte rece, astfel incat incalzirea adiabatica rezultata la coborarea pe panta, nu reuseste sa produca o crestere importanta a temperaturii aerului. Este un vant care coboara de pe munti spre o mare calda. Acesta este rece, foarte uscat si bate cateodata cu putere. In Europa vantul bora de pe coasta dalmata este cunoscut atat prin intensitatea cu care sufla cat si prin aerul rece pe care il transporta. Bora este un vant neregulat care bate pe tarmul Marii Adriatice. Se mai intalneste şi in zona Novorosiisk, etc. Sunt mai intalnite in sezonul cald al anului.


92

Mistralul – este de asemenea un vânt descendent, orientat de la uscat spre mare. Mistralul se

formează între Pod. Central Francez şi M. Mediterană, fiind canalizat pe culoarul fluviului Rhon. Bate la începutul primăverii cu viteze de până la 230 km/h, fiind un vânt rece. Produce un sunet deosebit, foarte strident. Este un vant puternic din directia Nord West ce afecteaza coasta mediteraneana a Frantei, de la Marsilia la Saint Tropez. Mistralul este unul din factorii de clima determinanti ai acestei incintatoare si putin cunoscute parti a Rivierei Franceze, situata in departamentele Var si extinzindu-se pina la Bouches du Rhone (Marseille), departe de zona supraglomerata Nisa -Cannes -Antibes. Mistralul este responsabil pentru: vremea insorita exceptionala, vegetatia desertica asemanatoare cu cea din sudul Californiei si chiar pentru aerul local.

St.Anna – asemănător mistralului. Bate în California, lângă Los Angeles.

7.5.2 Vânturile locale. Condiţiile formării acestor vânturi, mod de manifestare, zone de acţiune, influenţa acestora asupra navigaţiei .

green-urile (vijeliile) – lovituri de vânt de scurtă durată; semnul se începere este întunecarea deosebită a cerului prin formaţiuni de nori cumulonimbus sub forma unei linii intunecate.. Au viteze foarte mari intre 40 şi 60 de Nd. Presiunea creşte brusc cu 4÷5 mb şi temperatura scade cu 10˚C. Se deplasează adeseori pe distanţe de peste 500 Mm cu o viteză medie ce atinge frecvent 50 Nd. Exista mai multe categorii: -Grenul negru-formatiuni noroase cu o puternica dezvoltare verticală; -Grenul slab-vanturi şi precipitatii reduse; -Grenul cu precipitatii; -Grenul alb-absenţa totală a precipitaţiilor Se întrerupe la fel de brusc cum s-a format şi reapare vântul care a bătut înaintea lui; Ele sunt frecvente in asa zisă zonă a calmului ecuatorial, dar se intalnesc în orice zona a suprafetei terestre sub diferite denumiri:

tornada – pe coastele Africii de W (forţa este de 6÷8 grade Beaufort) şi Cock-eye-bob în NW Australiei. Cerul se întunecă şi cad averse. Au o durată de aproximativ o oră; şi se deplasează cu viteze maxime de 50 Nd. Distanţa pe care se deplasează nu depăseste 100Mm

guba – pe coastele de sud ale Noua Guinee pe timpul musonului de NW, afectand şi nordul Australiei de aproximativ 6 ori pe an;

Gharra- în golful Sirta din apropierea coastelor Libiei, bate din NE în perioada ianuarie-martie

tormenta – în sudul Italiei; pamperos – pe coastele Argentinei (170 km/h), vanturi de SW, avand durata minimă de

acţiune de 3-4 zile iar cea maximă de peste 15 zile.Foarte periculos pentru navigatie pe langă vitezele foarte mari, este cresterea bruscă a acestor viteze

Haboob-în Marea Rosie ,in perioada mai-septembrie, se reduce foarte mult vizibilitatea datorita nisipului transportat, afectand indeasebi Port Sudan


93

Northers- vant rece ce bate dintr-o directie NW-NE in apele,Americii de Nord,, atingand peninsula Florida, coastele golfului Mexic, frecventa maximă in lunile decembrie-ianuarie , fiind un pericol mare pentru navigaţie (12 S/B).Pe coastele estice ale Mexicului, in perioada sept-aprilie. Popate atinge şi 66 Nd –Vera Cruz

Chubascos-vant ce bate in lunile mai şi octombrei pe coastele dinspre Oceanul Pacific al Americii Centrale.Sufla din directie ENE, dispre uscat spre mare şi poate atinge forta 10S/B

Ribut- grenuri zilnice (uneori de doua ori pe zi) ce se produc pe coastele estice ale Malaeziei, in timpul musonului de vară, din iunie pana in octombrrie – f periculos cand noriise dispun la orizont sub forma de arc de cerc – forta 7-8 S/B

Alte vânturi locale, cu acţiune în Marea Mediterană :

Sirocco – vant uscat din direcţia S sau SE care bate in bazinul mediteranian când deasupra nordului Africii se instalează un maxim barometric iar în Marea Mediterană o zonă depresionară. In cazul extinderii anticiclonului Azoric, in NW Africii, vantul suflă deasupramării, se incarcă cu cantităţi mari de vapori de apă astfel incat in partea centrală şi nordică a Mării Mediterane el devine un vant cald şi umed;

Armatan – vânt fierbinte şi uscat care suflă dinspre Sahara spre Oceanul Atlantic; Simun – vânt puternic, fierbinte şi uscat care bate în Sahara şi în Arabia de la sud la nord; Gregale – bate in partea centrală a Mării Mediterane dinspre Grecia de sud, înspre Marea

Ionică. Vânt foarte rece cu viteze foarte mari din direcţia NE; Levante – bate în Strâmtoarea Gibraltar din martie până în iunie şi în octombrie. Ajunge până

la forţa 7. Ponientes- vant de W care bate in stramtoarea Gibraltar, alternand în cursul anului cu

Levanter Vendavales – vant tare din direcţia SW care bate in regiunile dinspre coastele nord-africane şi coastele Spaniei, care bate mai ales spre sfărsitul toamnei şi la începutul primăverii, fiind asociat cu violente grenuri, descărcări electrice şi trobe marine.

Libeccio – vant cu caracteristici similare celui anterior care bate din SW/W pe coastele Sardiniei si Italiei de Sud

Ghibli- vant ce bate pe coastele Libiei, in regiunea Negasi , atingand viteza de 50Ndşi provocand furtuni de nisip (mai frecvent primăvara şi toamna).

Marin -este un vant cald si umed care bate in lunile de vară in Golful Lyon, dintr-o directie cuprinsă intre SW şi SE.Mai puţin inten decat Mistralul.

Vanturi locale cu acţiune Oceanul Atlantic, Oceanul Indian şi Pacific - teme pentru referate si seminar

Vanturi locale la noi în ţară.

Crivatul - este un vant deosebit de puternic, care bate in Moldova, Dobrogea si sudul si estul Munteniei. Sufla dinspre NE spre SV, cu viteze ce depasesc uneori 30 35m/s. Asociat cu nisoare, el determina deseori in anotimpul rece al anului cele mai cumplite viscole din tara noastra. Aparitia lui in timpul verii este cu totul intamplatoare, dar


94

atunci fiind un vant cald si uscat aduce pagube recoltelor in regiunile din sud-estul tarii. Nemirul (Nemere) vant local care apare in depresiunea Brasovului. Aerul rece al Crivatului, acumulat in partea estica a Carpatilor Orientali, patrunde prin vaile si trecatorile muntilor si se revarsa pe versantul vestic in depresiune sub forma unui vand rece, cu o viteza de deplasare de 10-20 m/s.

Austrul este un vant vestic, uscat si cald pe timpul verii, iar in perioada de iarna este insotit de geruri si e lipsit de precipitatii. Cosava, este un vant foarte intens cu caracter de fohn, cald si ucat, bate in general din sud-est si uneori din est, isi face simtita prezenta mai rar, in general doar in partea de sud vest Baltaretul, un vant umed si caldut, destul de prielnic agriculturii, fiind aducator de ploi bogate; Vantul Negru, numit si Caraelul (Karayel=Vant Negru in limba turca), este un vant uscat si fierbinte,care compromite culturile agricole; de aceea localnicii ii mai spun si Traista Goala. Apare in mod special in sudul Dobrogei, dar cateodata influenta sa se simte si in Baragan; Oradeanul apare mai tot timpul anului, pe versantii vestici ai muntilor Apuseni si sufla dinspre vest si nord; Fagarasul este intalnit in masivele Ciucas si Bucegi si sufla dinspre vest; Ardeleanul sufla dinspre apus pe versantii transilvaneni ai Carpatilor Orientali; Munteanul vant local ce apare in zonele sudice ale Carpatilor Orientali.Vânturi din Romania. Pe teritoriul Romaniei regimul vantului este determinat atat de particularitatile generale ale atmosferei, cat si de particularitatile suprafetei active, evident fiind rolul de baraj orografic al Carpatilor, care determina prin orientare si altitudine particularitati regionale ale vantului.


95

Cap. VIII: DINAMICA ATMOSFEREI: MASE DE AER, FRONTURI ATMOSFERICE. DEPRESIUNI ATMOSFERICE, CICLOANE

TROPICALE 8.1 Dinamica atmosferei. Noțiuni generale de dinamica atmosferei; 8.2 Mase de aer: definire, formarea maselor de aer, clasificare, caracteristicile principalelor mase de

aer care afectează regiunile oceanice şi costiere; 8.3 Fronturi atmosferice: tipuri de fronturi atmosferice, mecanismul formării şi evoluția acestora,

vremea asociată frontului cald şi frontului rece, modul de reprezentare a fronturilor atmosferice pe hărțile meteorologice;

8.4 Depresiunile atmosferice: noțiuni generale, geneza depresiunilor, întinderea şi deplasarea depresiunilor, structura şi evoluția depresiunilor / perturbațiilor barice extratropicale, depresiuni formate prin segmentare, familii de depresiuni;

8.5 Manifestarea depresiunilor in largul mării 8.6 Distribuția frecventă a depresiunilor pe glob, caracteristicile depresiunilor formate la latitudini

medii şi înalte, modul de reprezentare a depresiunilor pe hărțile meteorologice; 8.7 Cicloane tropicale: noțiuni generale; geneza ,dezvoltarea şi destrămarea cicloanelor tropicale;

manifestările vremii într‐un ciclon tropical; traiectoria cicloanelor tropicale; 8.8 Regiunile oceanice în care se manifestă şi caracteristicile cicloanelor din diferite regiuni ale

globului. Măsuri ce se iau la bordul navei pentru evitarea ciclonului tropical şi pentru manevra navei surprinsă de ciclon .

8.1 Dinamica atmosferei. Noţiuni generale de dinamica atmosferei

Atmosfera Pământului, reprezintă invelişul gazos gazos care înconjură planeta şi permite transferul energiei între soare şi planetă şi de la o regiune a globului la alta. Întrucăt este un sistem fluid, atmosfera este sediul tuturor tipurilor de mişcare, de la turbioanele foarte mici, cu dimensiuni sub un metru, la circulaţia globală, prin undele planetare. Mişcarea aerului influenţează componentele atmosferei cum ar fi vaporii de apă, norii, poate redistribui masele de aer şi constituienţii atmosferei într-o varietate infinită de configuraţii complexe şi intervenind în procesele atmosferice, face din circulaţia atmosferică un important factor al bilanţului energetic global.

Cu studiul mişcării aerului se ocupă dinamica atmosferei sau meteorologia dinamică, care în ultimele decenii a avansat foarte rapid. Dinamica atmosferei stabileşte legile de mişcare a maselor de aer din atmosferă şi metodele de rezolvare a ecuaţiilor de mişcare în scopul de a prevedea evoluţia viitoare a vremii. Mobilitatea sistemelor fluide face descrierea lor foarte complexă. Ca orice fluid, atmosfera este guvernată de legile mecanicii aplicate ei, considerată ca un continuum. Aceste legi pot fi obţinute de la legile mecanicii şi termodinamicii care sunt de bază pentru un sistem discret de fluid, prin generalizarea lor pentru continuumul atmosferic. Meteorologia dinamică este studiul acelor mişcări ale atmosferei care sunt asociate cu vremea şi clima. Pentru toate aceste mişcări, natura moleculară discretă a atmosferei poate fi ignorată şi atmosfera poate fi privită ca un mediu fluid continuu, sau continuum.

Diferitele mărimi fizice care caracterizează starea atmosferei: presiune, densitate, temperatură, viteză se presupune ca au o valoare unică în fiecare punct al fluidului atmosferic. În plus aceste variabile de câmp şi derivatele lor sunt presupuse funcţii continue în spaţiu şi timp. Legile fundamentale ale mecanicii fluidului şi termodinamicii care guvernează mişcările din atmosferă pot fi exprimate atunci în termenii ecuaţiilor diferenţiale care implică variabilele de


96

câmp. În dinamica atmosferei ca şi în mecanica fluidelor efectuarea raţionamentelor şi stabilirea

legităţilor se sprijină pe conceptul de particulă. Vom defini particula ca fiind volumul de fluid în interiorul căruia nu pot fi puse în evidenţă neuniformităţile parametrilor fizici (p, T, V, etc.) şi a parametrilor mecanici (viteză, acceleraţie, etc.). Particula de fluid este aşadar asimilată punctului material cu care se operează în mecanică. Este evident că dimensiuniile particulei de fluid depind de specificul proceselor analizate. Astfel, dacă se urmăreşte să se pună în evidenţă numai caracteristiciile esenţiale ale circulaţiei atmosferei pe zone întinse, lasând la o parte aspectele particulare, legate de exemplu de influenţele orografice locale, atunci particulei de fluid atmosferic i se vor atribui dimensiuni mari. Dimpotrivă, dacă se are în vedere evidenţierea unor procese sau fenomene care evoluează pe spaţii restrânse, cum ar fi cele termodinamice legate de stratificarea termică verticală a atmosferei, atunci dimensiunile particulei trebuie alese cu mult mai mici.

Din cele expuse mai sus, rezultă necesitatea subordonării dimensiunilor particulei, scării la care se efectuează analiza propusă. Aceasta va trebui sa satisfacă două cerinţe esenţiale:

1. scara să fie destul de mare pentru ca fenomenele şi procesele studiate să se prezinte sub o formă suficient de simplă pentru a fi accesibile mijloacelor de investigaţie folosite;

2. scara să fie destul de redusă (mică) pentru a nu permite să se neglijeze detaliile esenţiale ale fenomenelor şi proceselor analizate. Pentru descrierea mişcărilor atmosferice se folosesc scări spaţio-temporale ca cele prezentate în tabelul 7.1. Cele mai mari scări, cea a circulaţiei generale şi sinoptică, constituie circulaţia la scară mare sau macroscară. Tabelul 8.1

Scara sinoptică este proprie analizei mişcării generale a atmosfereie şi evidenţierii distribuţiei parametrilor meteorologici pe spaţii largi. Reţeaua de staţii sinoptice furnizează date de observaţie. Ciclonii şi anticiclonii sunt elemente importante ale circulaţiei la latitudini medii. Curgerea aerului în acestea este în principal o curgere orizontală cu mişcari verticale modeste. Prin contrast, vântul la mezoscară şi microscară influenţează arii mai mici şi prezintă curgeri verticale extinse care pot fi foarte rapide, cum se întâmplă într-o furtună în dezvoltare. Scara mezo-sinoptică este proprie analizelor de detaliu în care se caută să se reliefeze modul în care orografia locală influenţează procesele şi fenomenele atmosferice.

Pentru a simplica descrierea comportării atmosferei se folosesc două modalităţi diferite: una de tip fotografic, prezentând câmpurile variabilelor meteorologice la un moment dat (euleriană), iar cealaltă de tip cinematografic (lagrangeană), urmărind sistemul în evoluţia sa în timp.


97

Descrierea euleriană reprezintă comportarea atmosferei prin proprietăţile câmpului, cum ar fi distribuţia la un moment dat a temperaturii, vitezei vântului sau a altor variabile meteorologice. O astfel de descriere este convenabilă rezolvării ecuaţiilor cu derivate parţiale prin metode numerice. Descrierea lagrangeană reprezintă comportarea atmosferei prin proprietăţile unei particule de aer care se mişcă odata cu fluidul şi a cărei evoluţie este urmărită în timp. Deoarece atenţia este focalizată asupra proprietăţilor din interiorul particulei de aer şi asupra interacţiei dintre sistem (particulă) şi mediu, descrierea lagrangeană oferă avantaje atât conceptuale cât şi de diagnoză. Din acest motiv, metoda lagrangeană este folosită pentru obţinerea legilor fundamentale care caracterizează comportarea atmosferei.

8.1. 2 FORŢE CARE ACŢIONEAZĂ ASUPRA PARTICULEI DE AER

Mişcările specifice atmosferei se supun legilor fundamentale din fizică: legea de conservare a masei, impulsului şi energiei. Legea a II a lui Newton pentru mişcare arată că, acceleratia unui corp de masă unitate într-un sistem de coordonate fixat în spaţiu este suma tuturor forţelor care acţionează asupra corpului.

7.1

Pentru a putea discuta despre natura forţelor care acţionează asupra particulei de aer din atmosferă este necesar să precizăm sistemul de referinţă, aşa cum este el prezentat în figura 7.1. Orientarea axelor de coordonate este următoarea:

- Ox – de la vest la est, tangentă la cercul paralel; - Oy – de la sud la nord tangentă la meridian; - Oz – de jos în sus, de-a lungul razei Pamântului


98

Fig 7.1 Sistemul de coordonate luat in considerare in cazul miscării de rotaţie a Pămantului şi o particulă aflată la latitudinea

Mişcarea de-a lungul axei Ox se numeşte zonală, de-a lungul axei Oy meridianală şi de-a lungul axei Oz verticală. Vectorul viteza vântului are componentele u, v, w:

7.2 unde sunt vectorii unitate (versorii) specifici fiecărei axe de coordonate Vom avea: u = dx/dt este pozitivă când are sensul spre est şi poartă numele de componenta zonală;

v = dy/dt este pozitivă când are sensul spre nord şi poartă numele de componenta meridianală; z = dz/dteste pozitivă când are sensul în sus şi se spune ca mişcarea este ascendentă pentru w > 0 şi descendentă pentru w < 0. Pentru miscările din atmosferă, forţele fundamentale care acţionează asupra particulei de

aer de masă unitară sunt: - forţa de gradient baric, - forţa gravitaţională - forţa de frecare. Deoarece mişcarea este observată dintr-un sistem de referinţă fixat de Pământul în rotaţie

(sistem neinerţial), trebuie să se introducă forţele aparente (de inerţie): - forţa Coriolis - forţa centrifugă.

a. Forţa de gradient baric Variaţia presiunii în atmosferă se caracterizează prin gradientul baric (gradientul de

presiune), care este egal cu variaţia presiunii pe unitatea de distanţă, în direcţia în care presiunea scade mai repede. Considerăm un element de volum de aer dV = dxdydz centrat într-un punct de coordonate (x0, y0, z0) în câmp de presiune variabil. Datorită mişcărilor moleculare asupra suprafeţelor volumului elementar de aer se exercită presiune.pe toate cele trei direcţii. Componenta x a forţelor de presiune care acţionează asupra volumului de aer este:

7.3 Deoarece masa elementului de volum este m = ρ dxdydz, componenta pe direcţia x a

forţei de presiune care acţioneaza asupra unităţii de masă, acceleraţia, va fi:

7.4


99

Analog, se obţin componentele fortei de gradient baric pe direcţiile z şi y , rezultand in final

ecuaţiile pentru unitatea de masă de aer pen tru fiecare directie:

7.5, iar forţa de gradient baric pe unitatea de masă va fi:

Putem constata, că forţa de gradient baric este direct proporţională cu gradientul câmpului

presiunii şi nu cu presiunea.Semnul ”-“ ne arată sensul de acţiune: dela presiune inaltă către presiune joasă

b. Forţa gravitaţională

Conform Legii atactiei universale intre două corpuri de mase m şi M aflate in spaţiu la distanţa r, vom avea

Dacă in relaţia anterioară, considerăm masa Pămantului (M ) şi masa particulei de aer

(m), rezultă că forţa exercitată asupra unităţii de masă a particulei de atracţia gravitaţională a Pământului este:

In cazul in care r = a+z ( cu a s-a notat raza Pămantuluiiar z – inaltimea particulei

deasupra nivelului mării, neglijindu-se abaterea de la sfericitate a Pămantului), vom avea

La nivelul mării, avem

, iar pentru aplicaţiile meteorologice intrucât z<<a, vom considera deasemenea ,unde


100

c. Forţa de frecare

In urma studiilor de specialitate s-a constatat că aproape jumătate din energia de frecare disipată în atmosfera Pământului se manifestă în troposfera joasă, datorită apropierii de suprafaţa pământului (datorita oragrafiei).Această regiunea este cunoscută ca strat limită. Restul energiei se produce la nivelurile mai înalte deasupra munţilor or în apropierea curenţilor jet în troposfera superioară. Obţinerea forţei de frecare în diferitele ei forme este mai complicat de dedus pentru că de fapt este legată de fenomenele din stratul limită.

Conform Legii lui Newton,

unde - coeficient de vascozitate dinamică - gradientul vitezei de curgere a aerului

A - aria suprafeţei perpendiculare pe direcţia de curgere,

Forţa vâscoasă pe unitate de arie sau tensiunea de forfecare este

Indicile arată că τzx este componenta tensiunii de forfecare pe direcţia x, datorită gradientului componentei x a vitezei pe direcţia z. Pentru cazul mai general al curgerii nestaţionare, curgerea bidimensională într-un fluid incompresibil, putem calcula forţa vâscoasă netă, prin considerarea unui element de volum de fluid centrat la (x, y, z) cu volumul elementar dV = dxdydz:

iar forta de vascozitate pe unitatea de masă este


101

Pentru , Ffx = unde se numeste vascozitate cinematică, in care vascozitatea dinamică are ca unitate de măsura daP (decapoise)

iar vascozitatea cinematică are dimensiuni de difuzitate ( difuzia impulsului)

d. Forţa centrifugă şi gravitatia

Acceleraţia gravitaţională şi forţa centrifugă compuse dau gravitaţia efectivă. Greutatea unei particule de masă m în repaus pe suprafaţa Pământului, care este chiar reacţiunea pământului asupra particulei, va fi în general mai mică decât forţa gravitaţională, din cauză că forţa centrifugă echilibrează parţial forţa gravitaţională

Cele două forţe, forţa gravitaţională pentru unitatea de masă (Newtoniană) şi forţa centrifugă, compuse dau o forţă rezultantă care se numeşte gravitaţia efectivă sau simplu gravitaţie

Gravitaţia, exceptând polii şi ecuatorul nu este indreptată către centrul Pământului

e. Forta Coriolis Când corpul este observat dintr-un sistem de coordonate care se roteşte, forţa

aparentă abate corpul în mişcare de la traiectoria în linie dreaptă. Traiectoria este curbată în sens opus sensului de rotaţie a sistemului de coordonate. Forţa deviatoare este forta Coriolis. Forţa Coriolis acţionează perpendicular pe vectorul viteză şi poate să schimbe numai direcţia de mişcare, nu şi mărimea vitezei.


102

Forţa Coriolis este perpendiculară atât pe vectorul viteză căt şi pe vectorul viteză de rotaţie a Pământului. Expresia scalară f = 2Ω sin poartă numele de parametrul Coriolis depinde de latitudinea locului. Componentele forţei Coriolis se pot obţine, considerând componentele vitezei de rotaţie a Pământului după axele de coordonate (x, y, z), ca în figura

Componentele vitezei de rotaţie a Pământului de-a lungul, axelor de rotaţie yz la latitudinea

Se pot deduce componentele forţei Coriolis pe baza definitiei si a relaţiei vectoriale :

prin rezolvare,

ECUAŢIILE DE MIŞCARE având la bază pe bază expresiile forţelor definite anterior

Plecand de la Legea lui Newton sub formă vectorială (Legea a II-a a mecanicii) pentru o particula de aer, avem:

Ecuaţiile de mai sus descriu toate tipurile de mişcări pentru scările atmosferice intâlnite


103

8.2 Mase de aer: definire, formarea maselor de aer, clasificare, caracteristicile principalelor mase de aer care afectează regiunile oceanice şi costiere

8.2.1 Mase de aer: definire, formarea maselor de aer, clasificare Masele de aer sunt volume în care parametrii meteorologici au un caracter relativ constant

(volume de aer care îşi conservă anumite elemente meteo : gradul de transparenţă al aerului, temperatura, umiditatea şi nebulozitatea).

Ca dimensiuni, masele de aer se pot întinde : - pe orizontală – de la mii de kilometri până la sute de mii de kilometri; - pe verticală – de la câţiva kilometri până la limita superioară a troposferei.

Masele de aer pot stagna o perioadă într-o zonă, dar se şi pot deplasa. Ele se formează

deasupra zonelor în care elementele meteo variază puţin (marile deşerturi, gheţurile artice sau antarctice, deasupra anticiclonilor stabili sau staţionari).

Clasificarea maselor de aer se face după mai multe criterii :

a) criteriul termic:

- mase de aer cald – provin de la latitudini mici şi determină încălzirea vremii; - mase de aer rece – provin de la latitudini mari şi determină răcirea vremii.

b) criteriul termo-dinamic (de stratificare) :

- mase de aer stabile – sunt masele de aer în care gradientul termic vertical în stratul inferior este mai mic decât cel normal (0,65˚C la fiecare 100 m). La aceste mase de aer nu se produce convecţia, nu se formează nori şi este caracteristică vremea senină, frumoasă. Sunt considerate mase de aer stabile masele de aer reci.

- mase de aer instabile – aici gradientul termic vertical este mai mare decât cel normal. Aceste mase de aer favorizează convecţia, cu formarea norilor şi căderea precipitaţiilor, rezultând deci o vreme închisă. Este considerată masă de aer tipic instabilă, masa de aer cald.

Masele de aer îşi pot schimba caracterul de stabilitate sau de instabilitate prin traversarea

unor suprafeţe acvatice. Astfel, o masă de aer stabilă, trecând iarna peste ocean, devine instabilă. În timpul verii, o masa de aer instabilă trecând peste ocean, devine stabilă.


104

c) Din punct de vedere al genezei

1) Mase de aer arctice sau antarctice Aceste mase de aer pot fi de două feluri : maritim arctice (antarctice) şi continental

arctice (antarctice).

Cele maritim arctice sunt cele mai reci mase de aer. Sunt grele şi nu reuşesc să treacă peste zonele muntoase. Masele de aer maritim arctice se formează deasupra Oc.Îngheţat. sunt mase de aer instabile care generează precipitaţii sub formă de zăpadă iar pătrunderea lor în Europa determină ninsori timpurii sau târzii.

Masele de aer continental arctice se formează în nordul Siberiei, sunt reci uscate, vizibilitate peste 50 km. Determină o vreme foarte senină dar foarte rece. Nu reuşesc să treacă peste Munţii Ural

2) Mase de aer polare De asemenea şi aceste mase de aer pot fi de două feluri : maritim polare şi continental

polare. Ele se formează deasupra anticiclonilor de la latitudini medii.

Masele de aer maritim polare se formează deasupra anticiclonului canadian. Sunt mase de aer stabile reci dar traversând Oc.Atlantic devin instabile prin încălzirea stratului inferior astfel că ajung pe teritoriul Europei ca mase instabile determinând o vreme închisă cu precipitaţii.

Masele de aer continental polare se formează deasupra anticiclonului siberian. Sunt mase de aer reci stabile care generează o vreme senină dar foarte rece. Pătrunderea pe teritoriul ţării noastre se manifestă sub formă de averse de zăpadă şi viscol.

3) Mase de aer tropicale

Şi acestea sunt de două feluri : maritim tropicale şi continental tropicale.

Masele de aer maritim tropicale se formează deasupra anticiclonului azoric. Sunt mase de aer foarte umede care pătrund până pe teritoriul ţării noastre. Determină averse de ploaie cu descărcări electrice, iar după ce umiditatea s-a consumat generează o vreme caldă şi senină.

Masele de aer continental tropicale se formează în nordul Africii, Arabia, Pakistan. Sunt mase de aer calde, uscate, cu vizibilitate redusă datorită pulberilor de nisip şi praf.

4) Mase de aer ecuatoriale Se formează de o parte şi de alta a Ecuatorului. Sunt mase de aer foarte calde şi foarte

umede. Ele se deplasează latitudinal de la E la W, excepţie făcând masele polare sau meridional de la S la N (sau de la N la S).

Deplasarea meridională determină pătrunderea aerului tropical la latitudini mari sau a aerului polar la latitudini mici.


105

Deplasarea maselor de aer dintr-o zonă în alta facilitează contactul dintre mase de aer cu caracteristici diferite. Zona de contact se numeşte zonă frontală iar fenomenul poartă denumirea de front atmosferic.

8.3 Fronturi atmosferice: tipuri de fronturi atmosferice, mecanismul formării şi evoluţia acestora, vremea asociată frontului cald şi frontului rece, modul de reprezentare a

fronturilor atmosferice pe hărţile meteorologice

Fronturile atmosferice sunt caracteristice depresiunilor extratropicale, în talveguri depresionare şi foarte rar la periferia anticiclonilor.

Condiţiile ca să se formeze un front atmosferic sunt :

- diferenţa de temperatură dintre masele de aer să fie de cel puţin 5˚C ; - să existe diferenţă de umiditate ; - curenţii de aer să fie convergenţi.

Fenomenul de formare a fronturilor se numeşte frontogeneză şi se produce la curenţi convergenţi, iar fenomenul de distrugere a fronturilor se numeşte frontoliză şi se produce la curenţi divergenţi.Fronturile atmosferice nu se întâlnesc în poziţie verticală ci uşor înclinate datorită aerului rece ce are poziţia unei pene sub aerul cald. Zona de formare a fronturilor este pe coastele de est ale Americii de Nord, în nordul Oc.Pacific, vestul Europei şi Oc.Arctic.

Fronturile, după modul cum se formează, pot fi :

- fronturi principale – care iau naştere datorită mişcărilor meridionale a maselor de aer. Front arctic format între mase de aer arctice şi polare; front polar format între mase de aer polare şi tropicale; front tropical format între mase de aer tropicale şi ecuatoriale. Zona frontală are lăţimea de ordinul zecilor de km şi înălţimea funcţie de masa de aer mai activă

- fronturile secundare – iau naştere în interiorul depresiunilor extratropicale. Ele pot fi de mai multe feluri : front cald, front rece, front ocluz, front cvasistaţionar.

Frontul cald

Ia naştere când masa de aer cald este cea mai activă. Masa de aer cald fiind mai uşoară alunecă peste aerul rece, iar pe măsura înălţării pe panta formată iau naştere norii frontali şi cad precipitaţii cu caracter general ce durează aproximativ 14-16 h. Pe toată suprafaţa acestui front, aerul cald urcă treptat răcindu-se adiabatic iar vaporii de apă conţinuţi de acest aer ating starea de saturaţie şi prin condensarea lor rezultă un sistem noros compus din nori: Nimbostratus, Altostratus (compacţi), Altostratus translucidus, Altocumulus şi Cirostratus. Ei formează o pană ce se îngustează spre partea anterioară a frontului.Norii superiori apar cu 800-1000 km înaintea frontului. În funcţie de


106

viteza de deplasare a frontului urmează apoi un sistem noros masiv. În unele cazuri, înaintea sistemului apar nori Cumulus cu dezvoltare verticală redusă, nori Stratus si Status fractus.

Pe o porţiune de 300-400 km ( mai redusă vara şi mai extinsă iarna) cad precipitaţii cu caracter general. Perioada de precipitaţii poate dura între 7 şi 14-16 ore.Frontul se deplasează cu viteze de 20-40 km/h. Din norii Altostratus şi Nimbostratus cad precipitaţii continue; precipitaţiile căzute din norii Altocumulus se evaporă înainte de a atinge solul.La pătrunderea frontului deasupra unui teritoriu apar intensificări de vânt. Odată cu apariţia norilor Cirus apare o scădere de presiune până la linia frontului.La apropierea frontului se observă o abatere spre stânga a vântului iar după ce frontul trece, o abatere spre dreapta ( datorită curburii izobarelor ciclonului sau talvegului respectiv .După trecerea frontului vremea se ameliorează, se încălzeşte, vântul e calm la moderat şi se roteşte, pot apărea nori stratus sau stratocumulus

Frontul rece

Masa de aer mai activă este masa de aer rece şi funcţie de diferenţa de temperatură dintre aerul cald şi cel rece poate exista front rece de ordin I şi front rece de ordin II.

Front rece de ordin I – atunci când diferenţa de temperatură nu este mai mare de 5˚C.

Din punct de vedere al sistemului noros, frontul rece de ordinul I se aseamănă cu frontul cald. Atunci când masa de aer este puternic instabilă se formează nori Cumulonimbus mai frecvent decât în cazul frontului cald. Sistemul noros specific are dimensiuni mult mai reduse pe orizontală comparativ cu situaţia frontului cald. Masa de aer cald alunecă ascendent pe întreaga suprafaţă a frontului.Zona de precipitaţii este între 150 şi 170 km. Viteza de deplasare a frontului este de 35-40 km/h, mai mare decât în cazul frontului cald datorită unghiului cu orizontala.În spatele liniei frontului apar norii Stratus şi Stratus fractus. Datorită masei de aer uşor instabile apar izolat nori Cumulus. Direcţia vântului se roteşte spre dreapta odată cu trecerea frontului iar viteza acestuia se intensifică.Presiunea scade uşor în faţa frontului şi creşte după trecerea acestuia.Temperatura scade uşor înaintea frontului şi accentuat în spatele lui.


107

Cb – nori cumulonimbus

Ci

Cs

aer rece aer cald

precipitaţii cu caracter general 5-7 h averse 4-6 h

pe o suprafaţă de 150-200 km2 pe o suprafaţă de 100- 150 km2

Front rece de ordin II – când diferenţa de temperatură dintre aerul rece şi cel cald este foarte mare. Pe timp de vară vântul bate în rafale şi se semnalează descărcări electrice.

aer f. rece aer cald

averse 3-4 h averse 2-3

100-150 km2 50-100 km2

Unghiul pe care îl face linia frontului cu orizontala este mult mai abrupt.Pe un spaţiu destul de îngust al suprafeţei inferioare a frontului se dezvoltă pe verticală un sistem de nori Cumulonimbus şi Cumulus congestus care urcă până la altitudini mari (7-8 km).Fluxul

As

Ns

Cb

CbCb


108

convectiv este foarte puternic. Sistemul noros se formează într-un timp foarte scurt. Din acest sistem cad precipitaţii sub formă de averse însoţite de căderi de grindină şi oraje.Viteza de deplasare a acestui tip de front este de 50-60 km/h. Vântul se intensifică foarte rapid. Zona de precipitaţii este cuprinsă între 50 şi 70 km iar durata precipitaţiilor este de 1 oră. În spatele frontului cerul este mai mult senin datorită descendenţei aerului rece. După câteva ore de la trecerea frontului, în spatele acestuia se formează alţi nori Cumulonimbus din care cad averse însoţite de oraje.Presiunea scade uşor după care creşte destul de puternic. Vântul suflă în rafale cu schimbări de direcţie.

Frontul oclus

Este zona de întâlnire dintre două fronturi. Precipitaţiile sunt tipice frontului cald, frontului rece şi frontului oclus ce s-a format. Acest front poate fi cu caracter neutru, cald sau rece.

front cald

front rece

1. Frontul oclus neutru se formează când aerul rece din spatele frontului rece are aceeaşi

temperatură cu aerul rece din faţa frontului cald. 2. Frontul oclus rece se formează când aerul rece din spatele frontului rece este mai rece

decât aerul rece din faţa frontului cald. 3. Frontul oclus cald se formează când aerul rece din spatele frontului rece este mai cald

decât aerul rece din faţa frontului cald. aer cald aer cald aer cald

aer aer aer aer aer aer

rece rece f.rece rece rece f.rece


109

Frontul cvasistaţionar

Simbolurile sunt :

Pentru depresiuni poziţia fronturilor este următoarea :

Aspectul vremii la trecerea unei depresiuni, apropierea depresiunii poate fi identificată cu ajutorul norilor cirrus ce apar înaintea frontului cald la o distanţă de 800÷1000 km. Presiunea atmosferică scade, vântul suflă din NE şi E, cu apropierea depresiunii se intensifică şi încep precipitaţiile.

Trecerea frontului cald este marcată de schimbarea vântului din SW şi înseninarea cerului. În sectorul cald, temperatura creşte, presiunea scade, vântul încetează uneori la apariţia norilor stratus; poate să cadă burniţă.

După 24÷48 h, apare frontul rece cu averse, intensificare de vânt, scăderea temperaturii şi creşterea presiunii. După trecerea frontului temperatura rămâne scăzută, cerul se înseninează, vremea devine frumoasă şi rece. Durata vremii închise 5÷7 zile.


110

8.4 Noţiuni generale, geneza depresiunilor, întinderea şi deplasarea depresiunilor, structura şi evoluţia acestora

8.4.1.Noţiuni generale

Studii şi caracteristici generale asupra formaţiunilor depresionare, au fost prezentate in cadrul capitolului ce a analizat regimul anemobaric ( mai exact presiunea atmosferică - reprezentarea câmpului baric, forme principale de relief baric) unde prezentam că perturbatiile principale ale reliefului baric sunt: - maximul barometric H sau anticiclonul; - minimul barometric L sau ciclonul, depresiunea barica.

La rândul lor depresiunile sunt zone de minimă presiune, valorile fiind cuprinse între 960÷1013 mb.Valorile izobarelor scad de la periferie spre centru, iar gradientul baric orizontal este orientat de la periferie spre centru. Mişcarea aerului pe verticală este ascendentă, pe orizontală este convergentă în sens invers acelor de ceasornic în emisfera nordică, conform figurii 11.1

Fig 11.1 Mişcarea aerului pe orizontală in cadrul depresiunilor

Izobarele sunt mai dese în cazul depresiunilor, ceea ce duce la apariţia vânturilor mai

puternice.

Depresiunile se împart în două grupe după locul de formare : extratropicale – de la latitudinea de 40˚ în sus până la 60˚÷70˚ ; tropicale – între latitudinile de 5˚÷30˚.

Prezentul curs şi-a propus prezentarea analitică , sub raport dinamic, a depresiunilor care iau naştere la latitudini medii şi inalte, interesul lor pentru navigaţia maritimă, intrucât ele reprezintă principala cauză a formării vanturilor tari şi a instalării vremii rele in largul mărilor şi oceanelor, in zonele de coastă şi în interiorul suprafetelor continentale de la aceste latitudini Existenţa unor formaţiuni depresionare, directia in care se deplasează, precum şi evoluţia

lor in timp pot fi localizate pe hărţile sinoptice zilnice in vederea elaborării prognozelor pe termen scurt ( Fig 11.2)


111

Fig 11.2 Harta sinoptică a Europei şi a bazinului Atlanticului de nord la data de 01.03.2008 Deasupra uscatului izobarele grupate in jurul centrului de joasă presiune au forme apropiate

de cele eliptice, in timp ce desasupra oceanului se apropie de formele circulare. 8.4.2 Geneza depresiunilor; Reprezintă un proces complex, in care sunt implicate mecanismele interne proprii ale ale

depresiunii şi interacţiunile cu fronturile atmosferice asociate. Diferenţa de presiune intre centrul de joasă presiune şi zona marginală a formaţiunii

depresionare este de regulă , cuprinsă intre 25-40 mbar, doar in unele cazuri izolate, intalnindu-se diferenţe de peste 60 mbar.Diferentele mici de presiuni nu exclud existenţa unei depresiuni.Elementele esentiale pentru recunoastere sunt centru de joasă presiune in jurul căruia se grupează dispuse concentric , izobarele.

8.4.3 Intinderea depresiunilor: - In plan orizontal: Variază in limite largi, diametrele oscilând intre 200-2000 Mm –

depresiunile cu intinderi medii şi mari sunt cele mai numeroase; - În plan vertical: Câmpul de manifestare al fenomenului depresionar este cuprins intre

6000-10.000 m, depinzand de latitudinea pe care o atinge depresiunea pe parcursul deplasării şi aportul de aer cald din exterior spre centrul depresiunii, determinând astfel intensificarea mişcărilor convective ascendente.


112

8.4.4 Deplasarea depresiunilor

Depresiunile pot fi :

- Stationare (numai o zi sau două de la formarea lor); - Dinamice ( prin deplasare intelegem miscarea intr-o anumită directie a masei de aer

atmosferic in interiorul careia au loc mişcări de rotatie transmise maselor de aer din aproape in aproape). Desi ele se pot deplasa in orice directie , in emisfera nordică se deplasează in majoritatea cazurilor către NE sau E, iar in emisfera sudică către SE sau E. In multe situaţii, deplasarea depresiunilor se realizează “ în lant”, una in spatele alteia, sau in “familie” conform meteorologilor.

Viteza de deplasare a unei depresiuni , variază dela cateva Nd pana la 40 Nd, inregistrandu-se situaţii in care pe perioada de maximă activitate s-au inregistrat viteze de deplasare pana la 60 Nd . In sezonul cald ele ating valori medii de 18 Nd, iar pe timpul iernii valorile de deplasare medii au mărimi de 25 Nd

Ca durată de existenţă, o depresiune formată la latitudini medii sau inalte durează 4-10 zile, cu menţiunea că cele din timpul iernii au o existenţă mai indelungată

8.4.5 Structura şi evoluţia depresiunilor

Din punct de vedere structural, principalele elemente sunt (cf. fig 8.3):

- Centrul de joasă presiune – aerul cald şi uşor are caracter ascendent , ridicându-se in spirale din ce in ce mai stranse pe masură creşterii altitudinii .Miscarea in spirală se explică prin faptul că suprafetele izobare ce inconjoară centrul de maximă presiune au o inclinare de la exterior spre centru pană la o anumita inălţime cand izobarele ce inconjoară centrul de presiune prezintă o inclinare de la centru spre exterior (afluxul continuu de aer determină treptat o creştere a presiunii faţă de zonele inconjurătoare,) determinand astfel şi schimbarea sensului curenţilor de altitudine.

Aceşti curenţi odată cu schimbarea sensului , se inalţă in spirale din ce in ce mai largi de această dată in sens retrograd (sensul acelor de ceasornic) iar pe măsură ce ating inălţimi mari, se răcesc, dnsitatea aerului creşte, coborand astfel treptat către zone mai indepărtate.

Înălţimea la care se produce inversiunea curenţilor mai sus menţionată oscilează, intre valori 6000m – 10.000m( exista situaţii cand aceste inălţimi coboară şi la 3000m). Şi viteza curenţilor are valori diferite. Cei aflati in imediata apropiere a centrului de presiune ating valori de aproximativ de 40 Nd, pe cand cei de la altitudini mari ajung pană la 75 Nd.


113

- Un front cald şi un front rece – elemente ce se asociază depresiunii in primele 2-3 zile, formand un unghi cu varful situat in centrul depresiunii; Sectorul cald – reprezintă zona situată in interiorul laturilor unghiului mai sus menţionat (sector cald sau zona ecuatorială), deoarece aerul din interior este cald, uşor şi foarte umed. Ca poziţionare, in emisfera nordică depresiunile au sectorul cald (este) in partea sudică iar in emisfera sudică au sectorul cald in partea nordică. Dacă sectorul cald nu ar exista , o depresiune ar dispărea foarte repede – “golul” din centrul ei ar fi repede “umplut” cu masele de aer rece şi dens. Prezenţa sectorului cald, asigură “alimentarea “ centrului de joasă presiune cu flux de aer cald (datorită dispunerii inclinate a suprafatelor izobare) determinand astfel rotirea curenţilor de aer in sens circular. Avem situaţii cand fluxul de aer cald este foarte puternic, ducand la ” adâncirea” depresiunii, mai ales cand depresiunea trece deasupra unui curent marin cald (Gulf Stream) sau cand sectorul cald ocupa o suprafaţă mare.

- Sectorul rece – care înconjoară sectorul cald, se mai numeşte şi zona polară.

Fig 8.3.Secţiuni plane in cadrul depresiunilor din emisfera nordicăc(stanga) şi sudică (

dreapta) după Negut, 1981

8.4.6 Evoluţia depresiunilor

Deşi cele două fronturi se delasează simultan cu depresiunea , ele işi schimbă poziţia unul faţă de celălalt.Inaintarea frontului cald, determină ca aerul acestuia să se ridice deasupra aerului mai rece , determinand astfel ca o mare parte din vaporii de apă din aerul cald să condenseze, dand naştere la diferite formaţiuni noroase la diferite plafoane, iar extensinea acestota in fata frontului cald poate depăşi 500 Mm (800-1000km).

In zona frontului rece, valul de aer rece care inaintează, datorită presiunilor mai scăzute din sectorul cald, forţează aerul cald mai uşor din acest sector să se inalţe


114

deasupra aerului rece in cadrul unor mişcări pe spirale rapide şi foarte violente – ducand la fenome de condensare ce detremină aparaţia norilor cumulonimbus 8 nori de furtună) Linia de separare dintre frontul rece şi zona dinaintea sa , se numeşte linia grenurilor, intrucat zona anterioară ei este caracterizată de vanturi puternice, cu schimbări bruşte de viteză, iar in cadrul acestei zone cad adesea averse de ploaie sau ninsori violente. Frontul rece se deplasează cu viteze mai mari decat frontul cald, reducand treptat întinderea sectorului cald, până la apariţia fenomenului de ocluziune ( suprapunerea celor două fronturi prin ajungere a din urma a frontului cald) – vezi fig 8.4, ce marchează ultimul stadiu din existenţa unei depresiuni.(in următoarele 2 zile se reduce viteza de deplasare a depresiunii, isi schimbă des directia, diferentele de presiune se reduc –“umplerea depresiunii” iar in final disparitia ei)

Fig 11.4.Fenomenul de ocluziune in emisfera nordică şi sudică

De multe ori , depresiunile se ştrangulează in zona centrală –vezi fig 8.2, luand o formă similară cifrei 8, putand vizualiza şi identifica două centre de joasă presiune .

Prin segmentare in zona centrală, se formează ulterior 2 depresiuni distincte ( depresiunea principală şi secundară – cea secundară are dimensiunea mai redusă, iar la dimensiuni egale , cea secundară este mai la sud).Depresiunea mai mică se deplasează cu o viteză mai mare decat cea principală (in aceasi directie), de multe ori ele se reunesc, dand naştere din nou unei singure depresiuni.Cand depresiunile rezultate au dimensiuni relativ egale , cele două centre de presiune au tendinţa de a se roti unul in jurul celuilalt, in sens direct in emisfera nordică şi in sens retrograd in cea sudică. Aparitia neaşteptată a unei depresiuni secundare poate constitui cauza declanşării unei furtuni violente pe mare, la distante insemnate faţă de zona unde evoluează depresiunea principală- direcţia acesteia este zilnic estimată de meteorologi, luand prin surprindere navigatorii( buletinele meteo indicand vanturi slabe sau moderate)


115

8.5 Manifestarea depresiunilor in largul mării Pe mare, primul indiciu al apropierii unei depresiuni este scăderea presiunii atmosferice evidenţiată de citirile periodice ale barometrului. Când nava întâlneşte depresiunea elementele meteorologice înregistrează evoluţii tipice, a căror cunoaştere prezintă o deosebită utilitate pentru navigatori –vezi fig 8.5:

La aproprierea frontului cald presiunea atmosferică începe să scadă, iar temperatura rămâne staţionară sau creşte uşor. Formaţiunile noroase preced în genere depresiunea cu peste 500 Mm; apar mai întâi norii cirrus urmaţi în ordine de cirrostratus, altostratus, nimbostratus şi stratus. Plafonul norilor scade deci treptat, cad mai întâi ploi sau ninsori slabe, care se intensifică în timp, iar în imediata apropiere a frontului cald se înregistrează burniţă. Vizibilitatea se reduce considerabil. În timpul căderii precipitaţiilor vântul se intensifică.

b) La trecerea frontului cald presiunea atmosferică nu mai descreşte, iar temperatura înregistrează de regulă o creştere uşoară, vântul se roteşte în sens indirect (retrograd), în emisfera nordică, sau în sens direct, în emisfera sudică, de la câteva grade la peste 900, ploaia se opreşte, cerul rămâne însă acoperit de nori şi se înregistrează adeseori burniţă. Vizibilitatea rămâne, redusă sau devine foarte redusă în cazul în care frontul cald trece deasupra unui curent marin rece, împrejurare în care cerul se acoperă cu un strat gros de nori a căror bază se află situată adeseori sub 300 m (1000 de picioare). În asemenea împrejurimi se înregistrează adeseori şi ceaţă.

c) La pătrunderea navei în sectorul cald presiunea atmosferică devine stabilă sau scade foarte lent, temperatura rămâne ridicată, umezeala relativă aerului atinge adeseori valori de saturaţie, din care cauză se înregistrează burniţă, direcţia şi forţa vântului se menţin relativ constante, cerul este acoperit de nori a căror bază se află sub 300 m (1000 de picioare), iar vizibilitatea este de cele mai multe ori mai redusă de 10 Mm. Instalarea ceţii nu este exclusă, situaţie în care vizibilitatea în direcţia orizontală devine rea.

d) La apropierea frontului rece, presiunea atmosferică înregistrează o continuă scădere, moderată sau rapidă în unitatea de timp, formaţiunile noroase preced, linia frontului rece cu 25-50 Mm, norii apar de regulă în ordinea altocumulus ori nimbostratus şi eventual cumulonimbus, intensitatea vântului creşte şi vântul începe să se rotească, temperatura scade la început încet apoi brusc în faţa frontului de ploi puternice, care sunt adeseori însoţite de descărcări electrice (când masa de aer cald pe care o înalţă frontul rece este instabilă), iar uneori cade şi grindină. Vizibilitatea este de obicei redusă.

e) La trecerea frontului rece, presiunea atmosferică înregistrează ă creştere bruscă, iar temperatura aerului, o scădere bruscă, apar nori cumulonimbus, cal ploi sau ninsori puternice, vântul se roteşte din nou în sens indirect (retrograd), sărind la W sau la NW, în emisfera nordică,


116

sau în sens direct, sărind la SW, în emisfera sudică, vizibilitatea este în genere redusă sau foarte redusă.

Fig 11.5 Secţiune verticală intr-o depresiune in atmosfera nordică

f) La trecerea în spatele frontului rece presiunea atmosferică continuă să crească, însă încet, temperatura scade lent, vântul este puternic, plafonul norilor creşte rapid, norii se succed în ordinea altoatratus şi altocumulus, apoi se destramă lăsând libere porţiuni de cer. Uneori apar şi norii cumulus.

g) La trecerea prin centrul depresiunii se înregistrează, evident, o scădere a presiunii, temperatura creşte, bate în general un vânt uşor care îşi schimbă permanent direcţia. Dacă diferenţele de presiune sunt mari pe distanţe mici (izobare foarte apropiate, deci gradient baric orizontal cu valoare mare), vântul poate fi tare şi în apropierea centrului depresiunii.

8.6 Distribuţia frecventă a depresiunilor pe glob 1. Regiunea Oceanului Atlantic de Nord - 400-650, zona de regula puternic afectată de depresiuni ( generate şi intreţinute mai ales de Curentului cald al Golfului ) ce se deplasează in familie, de la W la E sau NE, iar foarte rar spre SW.Perioada cu frecventă mare: noiembrie –martie ( 80 %).Influientele acestei regiuni se transmit implicit si asupra bazinului mediteranian (partea nordică) şi uneori si asupra regiunilor Mării Negre 2. Regiunea Oceanului Pacific de Nord: -350-600, se numesc depresiuni extratropicale, impărţindu-se in 2 grupe: I – se formează deasupra Chinei, deplasandu-se spre E şi NE. desupra i-lelor Japoniei şi mărilor adiacente:


117

II—se formează deasupra Manciuriei şi Siberiei, fiind slabe deasupra uscatului şi ating maximul la NE de i-lele Japoniei.Ca frecvenţă, maximă: sfârşitul februarie –aprilie Minimă. iulie –septembrie

3. Emisfera sudică - 400-600 se deplasează de regulă in familie, in cadrul unui coridor bine delimitat, pe

intreaga circumferinţă terestră.Existenta acestui coridor unic, se explică prin intinderea neintreruptă a oceanului şi existenta calotei glaciare din Antarctica ce alimentează cu aer polar. Caracteristicile depresiunilor formate la latitudini medii şi înalte

- Tendinţa de deplasare intr-o directie aproximativ paralelă cu orientarea izobarelor in sectorul cald, cu o viteză de aproximativ ¾ din viteza vantului asociat acestui sector sau egală cu cea a celui geostrofic;

- O depresiune secundara se deplasează in sens direct in jurul celei principale; - Depresiunile ocluse se deplasează incet , pe directii variabile sau devin stationare,

incetandu-si in timp scurt existenta; - Depresiunea ce are in toate directiile acelasi gradient baric orizontal este staţionară; - Dacă depresiunea este caracterizată prin sector cald cu mare intindere ,ea are tendinta să

se adancească - Depresiunile se sparg, cand cand in centrul lor se obsrvă cresterea presiunii; - Depresiunile ce se deplasează in aceasi directie cu vantul pe distante mari, se stabilizează

ca anticicloane; - Directia de deplasare estimată a unei depresiuni se realizează unind centrul ei cu centru

tendintei de scădere a presiunii. - Dacă depresiunea prezintă intr-un sector un centru izalobaric jos, iar in altul un centru

izalobaric inalt, directia de deplasare va fi intotdeauna de la centru izalobaric inalt spre centru izalobaric jos; Din punct de vedere al pericolelor pentru navigaţie; - Zona cea mai periculoasă se află in partea de sud a depresiunii in emisfera nordică şi in partea de N in emisfera sudică: - Centru depresiunii nu prezintă in general pericole, numai dacă depresiunea se află in situaţia de a se umple rapid – vanturi tari şi foarte tari; - vanturile foarte puternice, urmare a inantării frontului rece sunt cele mai frecvente in sectorul cald ( de la linia greeenurilor) comparativ cu sectorul rece Depresiunile ce acoperă zone mari - peste 1500Mm, reprezinta in general pericole mai reduse pentru avigaţie decat cele mici- sute de mile, intrucat energia cinetică este distribuita pe suprafete mai mari, deci dinamica fenomenelor este mai redusă. Modul de reprezentare a depresiunilor pe hărţile meteorologice –conform figurilor din hărţile sinoptice


118

8.7 Cicloane tropicale: noţiuni generale; geneza ,dezvoltarea şi destrămarea cicloanelor tropicale; manifestările vremii într-un ciclon tropical; traiectoria cicloanelor tropicale;

Noțiuni generale

Cicloanele tropicale reprezintă forme negative ale reliefului baric (formațiuni depresionare) mobile, diferențiate de depresiunile de la latitudinile medii şi mari printr‐o structură tipică ( pe hartă sinoptică sunt reprezentate prin izobare inchise, forme concentrice, mai dese in părțile lor centrale şi din ce in ce mai rare spre periferii (fig 9.1)

Ciclonii tropicali prezintă o extindere spațială de nivel regional. Cuvântul ciclon derivă de la grecescul ,,kνklos” care evocă ,,înfăşurarea şarpelui”. Acest termen utilizat prima dată de către Piddington, în anul 1845, la Calcutta, pentru a numi o furtună tropicală, a fost ulterior generalizat pentru a desemna toate depresiunile barice

Fig 9.1 Forma şi poziția izobarelor intr‐un ciclon tropical

Ca localizare, sunt fenomene care se produc numai pe oceane la latitudini cuprinse între 5˚÷15˚ N(S) – formarea la latitudini mai mari de 15˚ N(S) este mult mai rară , în condițiile în care temperatura apei şi a aerului are valori peste 27˚C.

Ciclonii se destramă când suprafața lor se măreşte şi când întâlnesc uscatul deoarece nu mai sunt alimentați cu umiditate.

Diametrul izobarei închise de la periferia unui ciclon variază între 200‐300 km, când acesta are dezvoltare redusă (la formare) şi peste 3000 km când dezvoltarea lui este amplă. Obişnuit însă măsoară 1000 km. .


119

Structura

Are două părți : partea centrală cu un diametru de 30 Mm care se numeşte ochi “calm” sau vortex; aici aerul are numai mişcări ascendente, viteza de ascensiune spărgând plafonul norilor; nu este vânt; şi partea exterioară. La suprafața terestră în emisfera nordică, mişcările orizontale (vânturile) formează un vârtej orientat în sens invers acelor de ceasornic, de la periferie către centru ( vezi fig 9.2).

Fig 9.2. Secțiunea verticală printr‐un ciclon tropical

În emisfera sudică mişcările orizontale ale aerului în cicloni sunt orientate în sensul acelor de ceas. Temperatura este distribuită neuniform în ciclonii tineri, ea fiind mai ridicată în sectorul cald (situat în partea sudică pentru emisfera nordică şi în cea nordică pentru emisfera sudică) şi mai coborâtă în cel rece. Norii şi precipitațiile se diferențiază în funcție de distanța față de zonele frontale. În apropierea fronturilor ele corespund tipului şi intensității activităților frontale, iar în interiorul maselor de aer depind de gradul instabilității acestora şi de anotimp. Deplasarea ciclonilor se realizează în general de la vest la est, existând însă şi abateri care fac ca aceasta să aibă loc chiar de la nord spre sud sau de la sud spre nord.


120

Fig 9.3 Uraganul Catrina la data de 28 August 2005,orele 17.45 in apropierea intensității maxime (viteza vantului 150 Nd)

Geneza, dezvoltarea şi destrămarea cicloanelor tropicale

Formarea unui ciclon tropical

devine posibilă cand la latitudinile cuprinse intre 5˚÷15˚ N(S) în condițiile în care temperatura apei şi a aerului are valori peste 27˚C, ia naştere un centru depresionar cu o presune minimă de aproximativ 1000 mbar in jurul caruia se instalează o circulație ciclonică (vanturi ce bat intr‐o arie circulară ingustă, situată in jurul centrului de minimă presiune).

Perturbațiile barice cu caracter ondulatoriu , sub formă de unde ce stau la baza formării depresiunilor , sunt localizate in zona intertropicală , deasupra oceanelor , intre 8‐150 latitudine.Aceste perturbații se deplasează de la est la vest , cu viteze cuprinse intre 20‐60Km/h, purtand denumirea de unde ecuatoriale sau estice şi modifica forma izobarelor la suprafata mării şi vantul asociat.‐vezi fig 9.4


121

Fig 9.4 Unde ecuatoriale

Deşi inițial aceste perturbații sunt nesemnificative, nefiind constituite in depresiuni delimitate prin depresiuni inchise şi au viteze de deplasare reduse, trecerea lor determină o usoară scădere a presiunii atmosferice, urmată de o creştere acesteia concomitent cu o rotire a vantului din ENE spre NE şi din SE spre ENE., cu aspect de talveg depresionar.Se produce astfel o scădere a temperaturii cu 2‐3 0C şi cel mai important lucru o ascensiune a aerului umed şi cald, ce determină formarea unui sistem noros ce produce averse de ploaie şi descărcări electrice , deosebit de intense , urmate de ploi continui.

Acest stagiu poate dura de la cateva ore‐pănă la cateva zile, timp in care depresiunea este statioanara sau se deplasează foarte puțin..Existenta acestei depresiuni‐ nu constituie un indiciu sigurcă ea se va transforma intr‐un ciclon tropical ( aprox 10% din aceste depresiuni se transformă in cicloane).

Pentru naşterea şi menținerea ciclogenezei este necesară reunirea simultană a 5 condiții esențiale: 1. Prezența unui câmp depresionar preexistent în straturile atmosferice de bază; 2. Declanşarea convecției; 3. Alimentarea cu energie a ciclonului; 4. Dezvoltarea ciclonului în altitudine; 5. Formarea unui turbion.


122

1. Prezența unui câmp depresionar în straturile atmosferice de bază favorizează

creşterea ,,pâlniei” inițiale a ciclonului. Această condiție este determinată de valorile scăzute

ale presiunilor atmosferice intertropicale. Ciclonul odată format are tendința de a urma

aceste presiuni scăzute.

2. Declanşarea convecției (ascendenței) are un caracter dinamic. Pulsațiile aerului

tropical generează concentrații noroase zonale, care pot produce precipitații abundente,

însă, puține dintre ele, au şansa de a se transforma în ciclon. Naşterea unei depresiuni

tropicale este forțată de pulsațiile mai puternice ale aerului tropical, care declanşează un

început al turbionului ce se amplifică pentru a ajunge în stadiul de furtună

3. Alimentarea cu energie a ciclonului după declanşarea ascendenței. Ciclonul tropical

se autoîntreține atrăgând fluxurile de aer înconjurătoare, cu condiția ca energia imensă care

îi este necesară, să fie reînnoită constant, simultan şi regulat. Pentru aceasta temperatura

apei marine şi oceanice trebuie să depăşească în mod obişnuit 26‐270

Ciclonul este alimentat de fluxuri aeriene care au nevoie de un traseu lung deasupra oceanului pentru a înmagazina cantități enorme de căldură (sensibilă şi latentă). Astfel ciclonul se formează şi se menține, atunci când este alimentat de fluxurile tropicale calde, foarte umede, deci foarte bogate în energie. Hărțile arată că fluxurile tropicale sunt situate deasupra apelor tropicale şi nonecuatoriale unde se înregistrează valorile cele mai ridicate ale evaporației. Aceste condiții de formare sunt completate, separat sau simultan, de fluxurile evoluate ale Musonilor şi Alizeelor.

Datorită inerției termice a apei oceanice, calitatea fluxurilor de aer umede este cea mai bună la sfârțitul verii şi toamna, când ciclonii sunt bine alimentați şi astfel devin cei mai violenți. Această alimentație trebuie să fie rapidă şi neîntreruptă în stadiul de naştere a ciclonului, când el solicită fluxuri puternice în pulsații şi, în plus, vânturi accelerate, aspirândaproape întreaga energie înconjurătoare dintrun spațiu cu raza de peste 1000 km.

4. Dezvoltarea ciclonului în altitudine. Ciclonul trebuie să se dezvolte în toată atmosfera şi de aceea în stadiul inițial, el trebuie să fie lipsit de subsidență (coborârea maselor de aer însoțit de încălzirea lor) şi de segmentări (forfecări).


123

5. Formarea sau intensificarea unui turbion, indispensabile în atragerea şi accelerația

alimentației, ca şi în concentrația convergenței ciclonului, depind de forța vântului

geostrofic. Această forță este aproape nulă în vecinătatea Ecuatorului, unde ciclogeneza

este imposibilă şi între latitudinile nordice şi sudice de 40 şi 50.

Dezvoltarea ciclonului tropical

Depresiunea incepe să se adancească, presiunea atmosferică coboara de obicei sub 980 mbar, sectorul cu viteze foarte mari ( peste 64 Nd) ale vantului creste la 50Mm, iar sistemul depresionar in cepe sa se deplaseze ,la inceput mai lent, iar apoi cu viteze din ce in ce mai mari pe masura ce se apropie de latitudini mai mari ( după ce trece de linia tropicelor , viteza atinge 20Nd


124

900

910

920

930

940

950

960

970

980

990

1000

1010

1020

8/24 8/25 8/26 8/27 8/28 8/29 8/30 8/31

Hurricane KatrinaAugust 2005

BEST TRACKSat (TAFB)Sat (SAB)Sat (AFWA)Obj T-NumAC (sfc)Surface

Pre

ssur

e (m

b)

Date (Month/Day)

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

120

130

140

150

160

170

8/23 8/25 8/27 8/29 8/31

Hurricane KatrinaAugust 2005BEST TRACK

Sat (TAFB)Sat (SAB)Sat (AFWA)Obj T-NumAC (sfc)AC (flt>sfc)AC (DVK P>W)SurfaceDrop (sfc)Drop (LLM xtrp)Drop (MBL xtrp)

Win

d S

peed

(kt)

Date (Month/Day)

Fig 9.6 Dezvoltarea uraganului Katrina – scăderea presiunii atmosferice simultan cu creşterea vitezei vantului

Destrămarea ciclonului

Înaintarea depresiunii propicale către latitudini mari (peste 300C) , coroborate cu extinderea ariei sale (diametrul ciclonului), sunt cauze ce contribuie in mare măsura la destrămarea ciclonului tropical.

Astfel la latitudini mari alimentarea cu energie a centrului de joasă presiune (cu aer cald si umed) devine imposibila , concomitent cu disiparea energiei pe suprafete tot mai mari ca urmare a creşterei ariei de acoperire.


125

20

25

30

35

40

-95 -90 -85 -80 -75 -70

Hurricane Katrina23-31 August

HurricaneTropical StormTropical Dep.ExtratropicalSubtr. S tormSubtr. Dep.

00 UTC Pos/Date12 UTC Position

Low / W ave

PPP M in. press (m b)

25

24

31

30

29

28 27

26

902 m b920 m b

984 m b

928 m b

Prin urmare avem „umplerea depresiunii, scaderea intensitatii vantului si a inaltimii valurilor., astfel ca după cateva zile caracteristicile ciclonului tropical dispar treptat.În ultima fază a evoluțiilor lor, cicloanele tropicale, ating viteze foarte mari ( 40‐60 Nd)

Tipuri de perturbații barice:

În formarea perturbațiilor tropicale pot exista diferite faze, înainte de formarea unui ciclon propriu‐zis.

1.Prima perturbație se numeşte depresiune tropicală “T.D.” ‐ , în care vântul ajunge până la 33 Nd., diametru 100‐200Mm, izobare mai rare , cu identitate ptr 24 ore sau mai mult

2. Apoi furtună tropicală “T.S.” , vântul are între 33÷47 Nd.,izobare mai apropiate , are miscare circulară, ciclonica, masarea nebulozității

3. A treia fază este cea de furtună tropicală puternică “S.T.S.” , viteza vântului 47÷64 Nd., cu izobare ,inchise ,dese, cu mişcare circulară evidentă.

4. Ciclon tropical “C.Y.” , uragan sau taifun ,cu valori deosebit de mici in centru ,sub 970 mbar, cu gradienti barici de peste 90‐120 mbari , vânt cu peste 64 Nd, nebulozitate compactă in jurul zonei centrale , cu descărcări electrice neintrerupte, avand in vortex marea confuză, datorită valurilor de hulă de peste 15 m..

Fig 9.7 Fazele in formarea uraganului Katrina: 23‐31.08.200


126

Manifestările vremii într‐un ciclon tropical: ‐ Elemente comparative ale depresiunilor extratropicale şi ale ciclonilor tropicali :

Depresiuni extratropicale Ciclonii tropicali Se formează la latitudini medii şi mari pe uscat şi ocean

Se formează la latitudini mici (5˚÷15˚) numai deasupra oceanelor

Se formează iarna deasupra oceanelor, vara deasupra uscatului şi ocupă suprafețe de la câteva sute la 2000 km2

Se formează în orice perioadă a anului în condiții de temperatură foarte ridicată, cu evaporare intensă, condensarea contribuind la creşterea energiei

Suprafața ocupată 200÷300 km în diametru

Presiunea între 980÷1100 mb, izobarele fiind alungite latitudinal sau meridional

Presiunea este sub 980 mb şi poate scădea până la 930 mb cu izobare foarte dese şi concentrice

Gradientul baric orizontal până la 30 mb Gradientul baric orizontal ajunge până la 120 mb

Direcția de deplasare în sensul mişcării de rotație a Pământului (W‐E) Si uneori retrograd (E‐W)

Direcția este de la E la W, uneori poate fi meandrat sau sub formă de spirale. Orice schimbare de direcție a ciclonului duce la slăbirea vitezei vântului

Viteza de deplasare a depresiunii este de până la 120 km/h cu durata de 3‐5 zile

Viteza de deplasare a ciclonului inițial este de 10 Nd apoi 25 Nd Si 40 Nd, cu durata de 5‐7 zile

Viteza vântului este de la 50÷150 km/h Viteza vântului este mai mare de 64 Nd

Se caracterizează prin prezența fronturilor atmosferice

Nu se dezvoltă fronturi

Fenomenele meteo sunt diferite funcție de zona depresiunii. În fața depresiunii timpul este caracterizat de frontul cald cu sistemele noroase şi cu o zonă largă de precipitații cu caracter general. Vizibilitatea până la 2 Mm.

În sectorul cald care se află între sectorul cald şi sectorul rece, dispar norii şi vântul slăbeşte.

Deasupra oceanului uneori se formează ceață sau

Fenomenele meteo sunt generate funcție de cele două zone :

‐ în vortex, ce are diametrul până la 30 Mm, vântul cade, mişcarea aerului se produce numai ascendent cu viteze mari încât sparge plafonul norilor. Marea este haotică cu valuri de hulă până la 25 m înălțime, ce se deplasează din toate părțile spre centru.

La latitudini mai mari (aproape peste 30˚) devine


127

burniță.

În partea posterioară timpul este determinat de frontul rece care are nebulozitatea corespunzătoare cu averse în fața frontului şi precipitații cu caracter general în spate.

Vântul suflă în rafale

mai neclar şi pătura de nori se măreşte, dar fără precipitații

‐ în zona exterioară, cu diametru de 250÷260 Mm, cerul este acoperit cu toate tipurile de nori, vântul din apropierea vortexului are în jur de 135 Nd iar spre exterior viteza scade spre 64 Nd. Cad precipitații sub formă de aversă ce reduc vizibilitatea la câteva cabluri. Au loc descărcări electrice şi valuri de hulă mari orientate spre centru.

Distanța parcursă este până la 3000 Mm.

Descompunerea sau umplerea depresiunii se produce odată cu ocluzia fronturilor

Descompunerea are loc când creşte suprafața la latitudini de 30˚÷35˚, când suprafața se dispersează sau când întâlnesc pământul şi nu mai sunt alimentați cu vapori de apă

8.8 Regiunile oceanice în care se manifestă şi caracteristicile cicloanelor din diferite regiuni ale globului. Măsuri ce se iau la bordul navei pentru evitarea ciclonului tropical şi pentru manevra navei surprinsă de ciclon .

Zona Zone Denumirea locală

Număr / an Durata (zile)

1 Antile ‐ Caraibe uragan 9 – 10 9

2 W Californiei şi al Mexicului hurican 9 – 10 7

3 Filipine, Marea Chinei de S, Japonia taifun sau baguias

28 10

4 Oc.Indian de nord ( Marea Arabiei şi Golful Bengal)

ciclon 3‐4 4‐5 zile

5 Oc. Indian de sud (Zona de E a i‐lei ciclon 9 9 zile


128

Madagascar)

6A N şi NW Australiei Willie ‐Willies 15 9 zile

6B Pacificul central uragan 6 – 7 7 zile

Ciclonii tropicali se manifestă în Pacificul de N şi de S, în Oc.Indian de N şi de S şi în Atlanticul de N. indiferent de bazin şi perioadă, fiecare ciclon tropical se manifestă diferit, are dimensiuni, traiectorii şi amplasări diferite.

Ciclonii poartă nume diferite şi anume :

‐ uragane – în Atlanticul de N; ‐ huricane – pe coastele de W ale Statelor Unite şi ale Mexicului; ‐ cicloni tropicali – în Oceanul Indian; ‐ taifun – în zona Japoniei (Pacific); ‐ baguias – în zona Insulelor Filipine; ‐ Willie‐Willie – în nord‐estul Australiei.

Fiecare ciclon are un nume propriu. Acestea se iau în ordine alfabetică în funcție de ordinea apariției lor. Litera indică al câtelea ciclon este pentru acea zonă.

Ciclonii tropicali au cea mai mare frecvență la sfarsitul verii şi inceputul toamnei in emisfera respectivă.In Marea Arabiei şi in Golful Bengal sezonul coincide cu perioada de scimbare a musonului , respectiv aprilie‐mai si octombrie ‐ noiembrie iar in vestul Pacificului de nord se pot forma in orice perioada a anului.


129

Fig.9.8 Traiectoriile descrise de ciclon in luna noiembrie in Golful Bengal

Fig.9.9 Traiectorii ale ciclonilor tropicali in Oceanul Atlantic


130

Fig.9.10. Traiectoriile taifunurilor care au afectat M Japoniei

Determinarea centrului ciclonului tropical la bordul navei

1. Semnele apariţiei ciclonilor ‐ Apar valuri de hulă prin inălțimi şi lungimi exceptional de mari care se deplasează mai

repede decât ciclonul ( la distante de cateva sute de mile de centrul furtunii/ciclonului) care prin perioada lor ( în condiții normale valurile de hulă, in apele adanci , au frecvente de 8 valuri /min, iar valurile generate de uragane sunt de aproape două ori mai lungi ‐ până la 1000 Mm şi au o frecvență de 4/min oferind si informații privind centrul ciclonului) constituie un indiciu al manifestării unei furtuni tropicale in regiune

‐ Apariția norilor cirrus sub formă de gheară de pisică (Cirrus uncinus – sub formă de filamente transparente, a căror directie de deplasare este spre centrul ciclonului, ce dau impresia că se unesc la orizont – in punctul aparent de convergență care este vortexul), urmați şi de alte tipuri de nori mult mai denşi(cumulonimbus) care se deplasează spre centru.


131

‐ .Scăderea presiunii sub valoarea amplitudinii (3÷4 mb) şi dispariția mareei barometrice (existenta celor 2 maxime si 2 minime barometrice cu intervalul aferent orar de 12 ore).In condițiile in care avem o scădere lenta a presiunii, centrul ciclonului este la 120‐150Mm.La o scadere mai puternică , nava se află la 60‐120Mm de centrul perturbației, iar o scădere rapidă indică distanta de 10‐60Mm fată de vortex.

‐ încep descărcările electrice ce produc paraziți în aparatura radio, însoțite de averse de ploaie ce reduc vizibilitatea la câteva cabluri.

Cand ciclonul tropical se află la sistanşă mai mică de navă ( 200Mm) Poziția centrului ciclonului se poate determina cu ajutorul legii Buys‐Ballot, care spune că în emisfera nordică, având vântul în față centrul furtunii va fi în dreapta, puțin înapoi şi anume, la vânt de forța 6, va fi 125˚÷135˚ Rp; la o scădere a presiunii de 10 mb, va fi la dreapta Rp=110˚; la o scădere de 20 mb va fi la Rp=90˚.

Pentru emisfera sudică, aceleaşi valori, dar centrul va fi în stânga, puțin înapoi.

‐ Informațiile oferite de radarul de la bord – indicarea cu precizie a pozitiei şi a distanței pana la centrul ciclonului precum şi a traiectoriei acestuia

‐ Informațiile oferite prin reteaua satelitară, buletinele meteo si avertismentele de furtună sau ciclon tropical, informațiile oferite on‐line de situ‐rile de specialitate: ex: www.nhc.nooa.guv; www. jwa.go; satelite atlantic acean/exxu.com; passageweather.com; etc

Articolul 35 din Convenția Internațională pentru Ocrotirea Vieții pe Mare (SOLAS), stabileşte conținutul mesajului de pericol pe care trebuie să‐l transmită orice navă ce a observat semnele caracteristice ciclonului. Mesajul trebuie să conțină :

2. data, ora şi poziția navei care a observat fenomenul; 3. presiunea atmosferică corectată; 4. tendința presiunii din ultimele 3h; 5. direcția reală a vântului şi forța vântului pe scara Beaufort; 6. hula şi direcția din care vine; 7. drumul şi viteza din ultimele 3 h.

Manevra navei trebuie să țină cont de cele două sectoare ale fiecărui ciclon, semicercul periculos S.P. şi semicercul manevrabil S.M


132

Fig 9.11 cele două sectoare ale fiecărui ciclon, semicercul periculos S.P. şi semicercul manevrabil S.M.

Modalitățile de executare a manevrei in funcție de pozitionarea navei fata de directia şi centrul ciclonului ciclonului vor fi studiate pe larg in cazul disciplinei Manevra navei.


133

Cap. X: SERVICII METEOROLOGICE ÎN FOLOSUL NAVIGAŢIEI.

RECEPŢIA. ÎNREGISTRAREA ŞI RAPORTAREA OBSERVAŢIILOR METEOROLOGICE LA BORDUL NAVELOR

Sursele informării meteorologice la bordul navelor. Servicii meteorologice maritime speciale. Fluxul informațiilor dintre navă şi serviciile meteorologice. Conținutul buletinelor meteo şi al mesajelor hidrometeorologice combinate. Avertizări de furtună şi pentru alte situații hidrometeorologice periculoase. Informarea hidrometeorologică în clar şi codificată la bordul navelor: noțiuni generale, necesitatea codurilor meteo, tipuri de coduri meteo, conținutul acestora. Codul SHIP: structura codului, utilizare, algoritm de decodificare a informațiilor meteo – 2 ore.

Sursele informării meteorologice la bordul navelor

Asigurarea meteorologică de navigaţie este activitatea complexă prin care centrele meteo internaţionale, staţiile de coastă şi navele de cercetare meteo recepţionează şi transmit date referitoare la situaţia reală a vremii şi prognoze meteo.

Meteorologia maritimă, are la bază un sistem informaţional, prin care se realizează urmatoarele operaţiuni cu informaţiile meteorologice:

‐ Culegerea ‐ Corectarea ‐ Codificarea ‐ Transmiterea ‐ Prelucrarea Informaţiile meteorologice reprezintă in general parametri măsuraţi sau fenomene observate,

care se referă la starea atmosferei sau a mării, consemnate in valori numerice sau simboluri convenţionale, intr-o ordine prestabilită, cunoscută, avand in vedere că reţeaua de staţii hidrometeorologice este foarte extinsă şi necesită un limbaj comun de specialitate

Prognozele meteo se elaborează pentru 24 h, 48 h şi 72 h. Informarea meteorologică (hidrometeorologică) se poate realiza prin urmare astfel: -transmiterea de buletine meteorologice - avertismente - mesaje codificate complexe - hărţi sinoptice cu situaţia reală sau de prognoză şi care pot fi recepţionate prin sistem

radiofacsimil Servicii meteorologice maritime speciale.


134

Statele cu ieşirea la mare , au servicii meteorologice de specialitate , care transmit informaţii referitoare despre condiţile de vreme din anumite zone maritime şi primesc in acelaşi timp informaţii de la nave in urma observaţiilor executate la bordul acestora.

Mijloacele de informare, programul de lucru şi frecvenţele de emisie ale staţiilor de coastă , care transmit informaţii hidrometeorologice , pot fi identificate in Radio Signal , vol III , ce se mai numeşte şi Radio Wether Service – ce trebuie să se afle la bordul navelor maritime

Informaţiile asupra stării reale a vremii, cuprind date despre temperatură, presiune atmosferică, direcţia şi viteza vântului, nebulozitate, vizibilitate şi starea mării.

Avertizarea asupra unor fenomene periculoase se face atunci când viteza vântului este mai mare de 11 m/s, starea mării este mai mare de gradul 5, vizibilitatea mai mică de 3 cabluri şi se prognozează averse puternice cu descărcări electrice.

Mecanismul schimbului de mesaje meteo este reglementat incă din 1960 prin Convenţia Internaţională pentru Ocrotirea Vieţii Umane pe Mare, care prevede la cap V, regula 4, obligaţiile statelor semnatare:

‐ Să avertizeze navele despre greenuri, furtuni şi furtuni tropicale; ‐ Să transmită zilnic pe cale radio-telegrafică buletine meteorologice ptr uzul navigaţiei, să

transmită informaţii asupra timpului existent precum şi previziunea in măsura posibilităţilor in vederea intocmirii la bord a hărţilor meteorologice simple;

‐ să ia măsuri ca navele să fie dotate cu instrumente controlate metrologic; ‐ Să asigure receptia şi transmiterea , prin staţiile de coastă radio- telegrafice a mesajelor

meteorologice provenind de la nave şi destinate navelor; ‐ Să incurajeze ca toţi comandanţii de nave să prevină navele din vecinătate ca şi staţiunile

de coastă , caând intalnesc vanturi cu viteze egale sau mai mari de 50 Nd etc La navă observaţiile se execută în fiecare cart şi asupra stării de alertă. Fluxul informaţiilor dintre navă şi serviciile meteorologice Date referitoare la condiţiile de vreme se transmit în clar sau codificat .Mesajele codificate

conţin valorile numerice ale tuturor lementelor meteorologice, intr-o ordine prestabilită, in timp ce mesajele in clar sunt transmise in limba engleză , după o regulă relativ simplă , respectandu-se o ordine in transmiterea datelor şi termeni specifici folosiţi de toate staţiile ce transmit astfel de mesaje: - mesajele transmise în clar sunt:

- mesaje SEMET, în limba engleză într-o ordine prestabilită cu valorile codificate; - mesaje meteo combinate; - Buletine şi avize de furtună

- mesaje primite prin NAVTEX. - mesajele codificate se transmit cu ajutorul mai multor coduri : SYNOP , SHIP , MAFOR ,

IAC FLEET.


135

Conţinutul buletinelor meteo şi al mesajelor hidrometeorologice combinate. Avertizări de furtună şi pentru alte situaţii hidrometeorologice periculoase. Informarea hidrometeorologică în clar şi codificată la bordul navelor: noţiuni generale, necesitatea codurilor meteo, tipuri de coduri meteo, conţinutul acestora.

MESAJE METEO ÎN CLAR Transmisiile în limba engleză sunt :

- de tip SEMET; - meteorologice combinate. - buletine şi avize de furtună

Mesajele hidrometeorologice combinate se transmit în limba engleză de către staţiile de

coastă principale, referindu-se la zone precis determinate , fiind cel mai utilizat mod de informarea navelor asupra condiţiilor hidrometeorologice şi sunt formate din trei părţi :

I. avertisment de furtună (NO GALE); II. situaţia meteo din zonă în momentul respectiv (situaţia reală); III. prognoza pentru următoarele 24 h.

Partea I se va specifica in mesaj indiferent dacă va fi sau nu furtună in zona respectivă. Pentru partea a doua sunt oferite date despre poziţia centrilor barici şi valoarea presiunii din centrul lor, directie şi viteza de deplasare a acestora, nebulozitatea, direcţia şi forţa vantului ( in oBf), vizibilitate, temperatură ( cu menţiunea in creştere sau descreştere), starea de agitatie a mării şi in funcţie de caz- tipul de precipitatii. Exemplul mesaj meteorologic combinat: ……………………………………………………………………………………………. Mesajul (Codul) SEMET transmite într-o ordine prestabilită caracteristicile unor fenomene

meteo şi hidrologice, în limba engleză de la nave. Ordinea în care apar elementele în mesaj este :

1) poziţia navei- se transmite in grade intregi; 2) direcţia şi viteza vântului; 3) vizibilitatea în Mm; 4) fenomene meteo din momentul observaţiei; 5) fenomene meteo observate cu trei ore înainte; 6) presiunea atmosferică; 7) temperatura aerului; 8) lungimea, înălţimea şi direcţia valurilor de hulă sau de vânt.

Adnotări :

1. 10˚N – 30˚W (one zero n three zero w) 2. direcţia şi viteza vântului se transmit în coordonate cardinale şi intercardinale scrise în

întregime. Viteza vântului se exprimă în grade Beaufort sau cu valoarea lui în noduri. 3. pentru vizibilitate se folosesc anumite denumiri :


136

- pentru vizibilitate mai mică de 1 Mm, valoarea se dă în yarzi - pentru vizibilitate 1÷2 Mm, se foloseşte “one” ; - pentru vizibilitate 2÷5 Mm, se foloseşte “two” ; - pentru vizibilitate 5÷10 Mm, se foloseşte “five” ; - pentru vizibilitate mai mare de 10 Mm se foloseşte “ten” ;

4. pentru fenomenele meteo se folosesc anumiţi termeni : - vreme frumoasă, cu vizibilitate mai mare de 2 Mm şi cu nebulozitate de până la 2/8 – se

foloseşte “fine” ; - pentru cer acoperit între 3/8 şi 6/8 – “fair’ – nebulozitate moderată; - pentru cer acoperit între 6/8 şi 7/8 – “cloudy” ; - pentru 8/8 – “overcast” – cer acoperit complet; - pentru vizibilitatea mai mică de 2 Mm : “fog” – ceaţă; “mist” – ceaţă slabă; “haze”; - “rain” – ploaie; “drizzle” – burniţă; “snow” – zăpadă; “sleet” – lapoviţă; “showers” –

averse; - “thunder” – fulger; “storm” – furtună puternică; “gale” – furtună; - “blue sky” – cer senin; “lighting” – vreme cu fulgere; “dew” – rouă.

6. se transmit ultimele două cifre ale valorii presiunii exprimată în mb : “one two” = 1012 mb “seven five” = 975 mb.

7. temperatura se transmite în valori întregi şi este exprimată în grade Celsius. 8. lungimea valurilor se exprimă în picioare (feet) :

- valuri cu lungime mai mică de 300 ft – “short” - valuri cu lungime între 300÷600 ft – “average” - valuri cu lungime mai mare de 600 ft – “long”

înălţimea valurilor se exprimă tot în picioare : - valuri cu înălţimea de 0÷7 ft – “low” - valuri cu înălţimea de 7÷13 ft – “medium” - valuri cu înălţimea mai mare de 13 ft – “heavy”

Uneori în loc de elementele valurilor, se transmite starea de agitaţie a mării : - “slight” – uşor agitată; - “moderate” – moderat agitată; - “rough” – agitată’ - “very rough” – foarte agitată.

Un exemplu de astfel de mesaj îl constituie următorul :

four four n one five w north zero six two overcast rain one two ten average medium north

care înseamnă : poziţia navei - 44˚N; 15˚W; direcţia vântului – N; viteza vântului – 6 Nd vizibilitate între 2÷5 Mm; fenomenul constatat – ploaie; presiunea atmosferică – 1012mb temperatura aerului - 12˚C; lungimea valurilor – medie; înălţimea valurilor – medie; direcţia valurilor – nord.


137

În Atlanticul de nord şi în Pacificul de nord, în anumite puncte se găsesc nave meteorologice care au misiunea de efectua observaţii meteo permanente şi care participă la operaţii de căutare şi salvare SAR. Mai execută de asemenea şi observaţii hidrologice de temperatură, salinitate, curenţi şi valuri.

În Atlantic sunt 5 nave având indicativele : alfa, undia, kilo, mike şi juliet. În Pacific există o singură navă cu indicativul papa. Fiecare navă acoperă o suprafaţă de 210 Mm2. Aceste nave sunt asigurate de Marea Britanie,

Franţa, Olanda, Belgia, Norvegia, Suedia pentru Atlantic şi Canada pentru Pacific. Aceste nave îşi păstrează poziţia iar în caz de apel de sinistru îşi anunţă intenţia de deplasare

prin radio. Mesajele de furtună (storm warnings) Sunt transmise navelor în regim de urgenţă , când condiţiile meteo sunt nefavorabile şi constituie pericol pentru navigaţie.Informaţiile se referă la poziţia centrului furtunii , valoarea presiunii atmosferice, suprafaţa afectată, viteza sau forţa vantuluila diferite distanţe de centrul furtunii, precum şi direcţia de deplasare a furtunii in următoarele ore Avertismentele sunt transmise in limba engleză de mai multe ori ,pe parcursul aceleaşi zile Mesajele meteo codificate utilizate in medium marin se transmit cu ajutorul mai multor coduri : SYNOP , SHIP , MAFOR , IAC FLEET.

CODUL SYNOP- specific zonei de uscat

Cuprinde date despre situaţia reală din zona de coastă sau de la uscat.

Structura generală: YYGGiW IIiii iRiXhVV Nddff 1snTTT 2snTdTdTd 4pppp 5appp (6RRRtR) 7wwW1W2 8NnCHCMCL 9TSTSSV YY – data zilei în care s-a făcut observaţia; GG – ora la care s-a făcut observaţia; iW – indicator de vânt prin care se exprimă modul de determinare a vitezei vântului şi unitatea de măsură :

- 0 = vânt estimat, în m/s; - 1 = vânt măsurat cu anemometrul, în m/s; - 3 = vânt estimat, exprimat în noduri; - 4 = vânt măsurat, exprimat în noduri.

II – indicativul ţării din care s-a transmis informaţia (15 – ROMÂNIA); iii – indicativul staţiei care a transmis mesajul (480 – Constanţa); iR – indicativ despre precipitaţii ( \ - nu au căzut precipitaţii; când au căzut, se folosesc cifrele 1 sau 2);


138

iX – indicativ despre modul de funcţionare al staţiei : - 1, 2 sau 3 – se folosesc pentru staţiile cu personal ( 1 – personal cu pregătire

superioară; 2 – personal cu pregătire medie; 3 – restul personalului); - 4, 5 sau 6 – se folosesc pentru staţiile automate;

h – plafonul norilor (înălţimea la care se găseşte baza norilor): 0 – plafon mai mic de 50m; 1 – plafon 50÷100m; 2 – 100÷200m; 3 – 200÷300m; 4 – 300÷600m; 5 – 600÷1000m; 6 – 1000÷1500m; 7 – 1500÷2000m; 8 – 2000÷2500m; 9 – nu sun nori sub 2500m. VV – vizibilitatea pe orizontală; se folosesc cifre de la 90÷99 pentru zona de coastă şi cifre de la 00÷90 pentru zona de uscat : 90 – vizibilitate mai mică de 50m; 91 – vizibilitate cuprinsă între 50÷200m; 92 – 200÷500m; 93 – 500÷1000m; 94 – 1 Mm; 95 – 2 Mm; 96 – 5 Mm; 97 – 10 Mm; 98 – 10÷20 Mm; 99 – vizibilitate mai mare de 20 Mm. N – nebulozitatea (gradul de acoperire al cerului cu nori); se exprimă în optimi 0÷8/8 şi apare şi cifra 9 atunci când cerul este invizibil; dd – direcţia vântului în decagrade (12 = 120˚, 07 = 70˚); ff – viteza vântului :

2 m/s ; 5 m/s ; 25 m/s 1 – cifră de control; sn – semnul valorii temperaturii aerului : 0 – temperaturi > 0˚C ; 1 – temperaturi < 0˚C ; TTT – valoarea temperaturii aerului cu precizie de zecime de grad (TT – reprezintă valoarea întreagă; T – reprezintă zecimea). 2 – cifră de control; sn – semnul temperaturii; TdTdTd – valoarea temperaturii punctului de rouă, la precizie de grad Celsius. 4 – cifră de control; pppp – valoarea presiunii atmosferice la precizie de zecime de mb. 5 – cifră de control; a – tendinţa barică din ultimele 3 ore : 0÷3 – presiune în creştere; 4 – presiune staţionară; 5÷8 – presiune în scădere. 0 1 2 3 4 5 6 7 8


139

ppp – valoarea tendinţei presiunii cu precizie de zecime de mb (pp – valoarea întreagă). 6 – cifră de control; RRR – cantitatea de precipitaţii în mm; tR – timpul în care au căzut precipitaţiile (1 – precipitaţii în 6h; 2 – precipitaţii în 12h). 7 – cifră de control; ww – fenomene meteo din momentul observaţiei (00÷99) : 00…29 – fenomene fără precipitaţii; 30…39 – furtună de praf sau nisip (iarna – viscol) 40…49 – aer ceţos , ceaţă 50…59 – burniţă : ; ; ;

60…69 – ploaie : ; ; ; 70…79 – ninsoare (lapoviţă) :

80…89 – averse ; zăpadă ; ploaie 90…99 – fenomene electrice :

WW – fenomene observate cu 3÷6 ore înainte. Fenomenele se codifică : W1 – cele mai apropiate de vremea observaţiei ; W2 – cele mai îndepărtate de vremea observaţiei. Se folosesc cifre de cod de la 0 la 9 : 0 – cer senin ; 1 – cer variabil ; 2 – cer complet acoperit ; 3 – furtună de praf sau nisip; 4 – ceaţă; 5 – burniţă; 6 – ploaie; 7 – ninsoare; 8 – aversă; 9 – oraje. 8 – cifră de control; Nn – nebulozitatea norilor inferiori; CL – tipul de nori inferiori : 1,2,3 – Cumulus; 4,5 – Stratocumulus; 6,7 – Stratus; 8,9 – Cumulonimbus; 0 – nu sunt nori inferiori. CM – tipul de nori mijlocii : 0 – nu sunt nori mijlocii; 1 – Altostratus; 2 – Nimbostratus; 3÷9 – Altocumulus.


140

CH – tipul de nori superiori : 0 – nu sunt nori superiori; 1÷4 – Cirrus; 5÷8 – Cirrostratus; 9 – Cirrocumulus.

9 – cifră de control (această secvenţă se foloseşte numai la staţiile de coastă); TSTS – temperatura apei la suprafaţă (în grade întregi). Pentru temperaturi negative, se adună valoarea absolută a temperaturii cu 50 (de exemplu pentru –2˚C se notează 52). S – starea mării, se notează cu cifre de la 0 la 9; V – vizibilitatea pe orizontală (se foloseşte scara de la VV fără prima cifră).

CODUL SHIP (BBXX) – exclusiv domeniului maritim

Este folosit pentru transmiterea datelor de la nave la coastă sau de la o navă la alta, in compunerea sa completă cuprinzand 22 de grupe..

BBXX YYGGiW 99LaLaLa QLoLoLoLo iRiXhVV Nddff 1snTTT 2ssTdTdTd 4PPPP 5appp 6RRRtR 7wwW1W2 8NnCLCMCH 222DSVS 0snTWTWTW 2PWPWHWHW

3dw1 dw1 dw2 dw2 4PW1 PW1HW1 HW1 5PW2 PW2HW2 HW2 6ISESESRS ICE cjSjbj Dj Zj

BBXX –indicativ al codului SHIP YYGGiW –grupă pentru transmiterea zilei, orei UTC de observaţie, precum şi indicatorul de vant YY- ziua lunii; de exp ptr ziua de 5 , se transmite 05, ptr 12 se transmite 12; GG- ora de observaţie , UTC; IW- indicatorul de vant: modul de determinare ,precum şi unităţile de masură utilizate pentru viteza vantului: 0 - vant estimat in m/s; 1 – vant masurat cu anemometrul in m/s; 3 – vant estimat, exprimat in Nd; 4 - vant masurat cu anemometrul in Nd; 99LaLaLa - grupa pentru transmiterea latitudinii punctului 99 – cifră de control; LaLaLa – latitudinea punctului navei cu precizie de zecime de grad;- primele doua pentru valoarea intreagă, ultima pentru zecimea de grad QloLoLoLo – se transmite quadrantul globului şi longitudinea punctului; N


141

7 1 Q – quadrantul (octantul) globului W E LoLoLoLo – longitudinea punctului navei 5 3

S iRiXhVV –grupă cu indicaţii privind existenta datelor despre precipitatii, prezenta grupei de fenomene, plafonul norilor,şi vizibilitatea atmosferica pe orizontală iR –indicator privind includerea sau omisiunea datelor privind precipitatiile 1 sau 2 – precip. incluse: 3 –precip. omise 4 – datele despre precip. nu sunt disponibile Ix- indicator de includere sau omisiune a grupei de fenomene 7wwW1W2

1-inclusă 3 grupa omisa h – plafonul norilor (înălţimea la care se găseşte baza norilor): 0 – plafon mai mic de 50m; 1 – plafon 50÷100m; 2 – 100÷200m; 3 – 200÷300m; 4 – 300÷600m; 5 – 600÷1000m; 6 – 1000÷1500m; 7 – 1500÷2000m; 8 – 2000÷2500m; 9 – nu sun nori sub 2500m. VV – vizibilitatea pe orizontală; se folosesc cifre de la 90÷99 pentru zona de coastă şi cifre de la 00÷90 pentru zona de uscat : 90 – vizibilitate mai mică de 50m; 91 – vizibilitate cuprinsă între 50÷200m; 92 – 200÷500m; 93 – 500÷1000m; 94 – 1 Mm; 95 – 2 Mm; 96 – 5 Mm; 97 – 10 Mm; 98 – 10÷20 Mm; 99 – vizibilitate mai mare de 20 Mm. Nddff -grupa ce indica gradul de acoperire al cerului cu nori N – nebulozitatea (gradul de acoperire al cerului cu nori); se exprimă în optimi 0÷8/8 şi apare şi cifra 9 atunci când cerul este invizibil; dd – direcţia vântului în decagrade (12 = 120˚, 07 = 70˚); ff – viteza vântului :

2 m/s ; 5 m/s ; 25 m/s 1snTTT – grupa prin care se transmite valoarea temperaturii aerului cu precizie de zecime de grad 1 – cifră de control; sn – semnul valorii temperaturii aerului : 0 – temperaturi > 0˚C ; 1 – temperaturi < 0˚C ; TTT – valoarea temperaturii aerului cu precizie de zecime de grad (TT – reprezintă valoarea întreagă; T – reprezintă zecimea). 2ssTdTdTd -grupa pentru exprimarea valorii punctului de roua 2 – cifră de control;


142

sn – semnul temperaturii; TdTdTd – valoarea temperaturii punctului de rouă, la precizie de grad Celsius. 4PPPP- valoarea presiunii atmosferice la nivelul mării exprimate in mbar 4 – cifră de control; pppp – valoarea presiunii atmosferice la precizie de zecime de mb. 992,4 mb…………………….4PPPP=49924 5appp – grupa ptr codificarea tendintei barice 5 – cifră de control; a – tendinţa barică din ultimele 3 ore : 0÷3 – presiune în creştere; 4 – presiune staţionară; 5÷8 – presiune în scădere. 0 1 2 3 4 5 6 7 8 ppp – valoarea tendinţei presiunii in ultimele 3 ore cu precizie de zecime de mb (pp – valoarea întreagă, P ZECIMALĂ). Ex: dc pres. a fost in crestere cu 0,5 mb, grupa se codifica 52005 Pres stationara: 54000 6RRRtR –grupa ptr codificarea precipitatiilor 6 – cifră de control; RRR – cantitatea de precipitaţii în mm in perioada ce a precedat transmsia; tR – timpul în care au căzut precipitaţiile (1 – precipitaţii în 6h; 2 – precipitaţii în 12h). 7wwW1W2 – grupa de codificare a fenomenelor din momentul observaţiei şi a celor ce sau produs cu 3-6 ore anterior 7 – cifră de control; ww – fenomene meteo din momentul observaţiei (00÷99) : 00…29 – fenomene fără precipitaţii; 30…39 – furtună de praf sau nisip (iarna – viscol) 40…49 – aer ceţos , ceaţă 50…59 – burniţă : ; ; ;

60…69 – ploaie : ; ; ; 70…79 – ninsoare (lapoviţă) :

80…89 – averse ; zăpadă ; ploaie


143

90…99 – fenomene electrice : WW – fenomene observate cu 3÷6 ore înainte. Fenomenele se codifică : W1 – cele mai apropiate de vremea observaţiei ; W2 – cele mai îndepărtate de vremea observaţiei. Se folosesc cifre de cod de la 0 la 9 : 0 – cer senin ; 1 – cer variabil ; 2 – cer complet acoperit ; 3 – furtună de praf sau nisip; 4 – ceaţă; 5 – burniţă; 6 – ploaie; 7 – ninsoare; 8 – aversă; 9 – oraje. 8NnCLCMCH - grupa utiliata pentru transmiterea formaţiunilor noroase 8 – cifră de control; Nn – nebulozitatea norilor inferiori; CL – tipul de nori inferiori : 1,2,3 – Cumulus; 4,5 – Stratocumulus; 6,7 – Stratus; 8,9 – Cumulonimbus; 0 – nu sunt nori inferiori. CM – tipul de nori mijlocii : 0 – nu sunt nori mijlocii; 1 – Altostratus; 2 – Nimbostratus; 3÷9 – Altocumulus. CH – tipul de nori superiori : 0 – nu sunt nori superiori; 1÷4 – Cirrus; 5÷8 – Cirrostratus; 9 – Cirrocumulus.

222DSVS -grupă utilizata pentru transmiterea drumului şi vitezei 222 – cifre de control; DS – direcţia( drumul adevarat) al navei în ultimele 3 ore :

0 – navă în derivă sau la ancoră; 1 – NE; 2 – E; 3 – SE; 4 – S; 5 – SW; 6 – W; 7 – NW; 8 – N; 9 – diferite direcţii.

VS – viteza navei în noduri : 0 – navă la ancoră sau în derivă; 1 – 1÷5 Nd; 2 – 6÷10 Nd; 3 – 11÷15 Nd; 4 – 16÷20 Nd; 5 – 21÷25 Nd; 6 – 26÷30 Nd; 7 – 31÷35 Nd; 8 – 36÷40 Nd; 9 – mai mare de 40 Nd.

ICE cjSjbj Dj Zj

0snTWTWTW- grupă utilizata pentru codificarea temp apei la supraf mării 0 – cifră de control; sn – semnul temperaturii : 0 – (+); 1 – (–); TWTWTW – temperatura apei mării la suprafaţă cu precizie de zecime de grad; 2PWPWHWHW - grupă utilizata pentru codificarea perioadei şi inălţimii valurilor de vant 2 – cifră de control; PWPW – perioada valurilor, în secunde; HWHW – înălţimea valurilor (în unităţi de 0,5 m) : 00 – 0,25 m; 01 – 0,25÷0,75 m; 02 – 0,75÷1,25 m; 03 – 1,25÷1,75 m; etc.


144

3dw1 dw1 dw2 dw2 4PW1 PW1HW1 HW1 5PW2 PW2HW2 HW2 - grupe utilizate pentru codificarea valurilor de hulă 3dw1 dw1 dw2 dw2 - directia valurilor de hulă exprimate in decagrade: 00 – 36. Dc se obs numai un sistem de hula, dw2 dw2 =// 4PW1 PW1HW1 HW1 - perioada si inaltimea valurilor de hulă ce au directia 3dw1 dw1 5PW2 PW2HW2 HW2 -perioada si inaltimea valurilor de hula ce au directia dw2 dw2 6ISESESRS – utilizate pentru transm informatiilor referitoare la depunerea gheţii

6– cifră de control; IS – provenienta ghetii – Se codifica 1-5: ESES- grosimea stratului de gheata acumulata, exprimata in cm RS – viteza de depunere a ghetii-se codifica dela 1-4

ICE cjSjbj Dj Zj – grupa utilizată pentru inf privind gheturile marine ICE – indicator privind transmiterea inf despre gheată cj- concentratia sau pozitia ghetii: 1-9 Sj- stadiul dezvoltării ghetii: 1-9 bj - indicatii despre gheata de origine continentala (aisberguri):1-9 Dj- directia in care se gaseste gheata liziera gheturilor) in raport cu nava :1-9 Zj- pozitia navei in raport cu tipul ghetii şi perspectiva conditiilor de navigatie:1-9(9-nava inconjurata de gheata)

Dupa receptionarea si decodificarea mesajului SHIP, informaţiile sunt transpuse pe harta sinoptică cu ajutorul schemei Bjerknes CODUL MAFOR (Maritime Forecast) Foloseste simboluri din codul SHIP şi prezintă date intr-o forma mai sintetică pentru diferite intervale de timp, fiind destinat exclusiv navigatiei maritime, utilizat la traversadele oceanice. Codul conţine 5 grupuri a cate 5 simboluri:

MAFOR YYG1G1 0AAAa 1GDFmW1 2VSTxTn 3DwPwHwHw

YY – data zilei; G1G1 – ora de la care începe prognoza; 0AAAa - ZONA PTR CARE ESTE VALABILĂ PREVEDEREA 0 – cifră de control; AAA – indicativul zonei maritime;


145

a – indicativul părţii din zonă;(0-9) 1GDFmW1- grupa in are se transmite perioada de prognoză, directia şi forţa vantului, fenomenul meteo prevazut 1 – cifră de control; G – perioada de timp prognozată (0-momentul respectiv, 1- 3h, 2- 6h, 3- 9h, 4- 12h, 5- 18h, 6- 24h, 7- 48h, 8- 72h, 9- prevedere valabilă ocazional); D – direcţia vântului (în puncte cardinale şi intercardinale) (0-calm, 1- NE, 2- E, 3- SE, 4- S, 5- SW, 6- W, 7- NW, 8- N, 9- variabil); Fm – forţa vântului în grade Beaufort (0- 0÷3 Bf, 1- 4 Bf, 2- 5 Bf, 3- 6 Bf, 4- 7 Bf, 5- 8 Bf, 6- 9 Bf, 7- 10 Bf, 8- 11 Bf, 9- 12 Bf); W1 – fenomenele prevăzute :

- 0 – vreme bună cu vizibilitate mai mare de 3 Mm; - 1 – posibilă depunere de gheaţă pe corpul navei (t = 0÷ –5˚C); - 2 – risc mărit de depunere de gheaţă (t < –5˚C); - 3 – ceaţă slabă cu vizibilitate până în 3 Mm; - 4 – ceaţă cu vizibilitate mai mică de ½ Mm; - 5 – burniţă; - 6 – ploaie; - 7 – ninsoare sau lapoviţă; - 8 – vreme furtunoasă; - 9 – oraj (descărcări electrice).

2VSTxTn - grupa ptr prognozarea vizibilităţii pe mare, a stării de agitatie şi a temperaturilor extreme 2 – cifră de control; V – vizibilitate pe mare (0- <50 m, 1- 50÷200 m, 2- 200÷500 m, 3- 500÷1000 m, 4- 500÷1000 m, 5- 1÷2 Mm, 6- 2÷4 Mm, 7- 4÷10 Mm, 8- 10÷20 Mm, 9- > 20 Mm); S – starea mării :

- 0 – calm plat; - 1 – uşor încreţită, cu valuri de 0÷0,1 m; - 2 – liniştită, cu valuri mici, 0,1÷0,5 m; - 3 – uşor agitată, cu valuri de 0,5÷1,25 m; - 4 – mare moderată, cu valuri de 1,25÷2,5 m; - 5 – mare agitată, cu valuri de 2,5÷4 m; - 6 – mare puternic agitată, cu valuri de 4÷6 m; - 7 – mare foarte agitată, cu valuri de 6÷9 m; - 8 – mare extrem de agitată, cu valuri de 9÷14 m; - 9 – mare dezlănţuită, cu valuri de peste 14 m.

TxTn – temperatura maximă şi minimă prevăzută (0- < –10˚C, 1- –10˚C÷–5˚C, 2- –5˚C÷–0,1˚C, 3- 0˚C, 4- 0,1˚C÷5˚C, 5- 5˚C÷10˚C, 6- 10˚C÷20˚C, 7- 20˚C÷30˚C, 8- >30˚C, 9- temperatura nu este prognozată);


146

3DwPwHwHw grupa ptr trasmiterea prognozei privind valurile de hulă 3 – cifră de control; Dw – direcţia valurilor de hulă (codată la fel ca şi direcţia vântului); Pw – perioada valurilor (0- 10s, 1- 11s, 2- 12s, 3- 13s, 4- 14s, 5- 5s, 6- 6s, 7- 7s, 8- 8s, 9- 9s); HwHw – înălţimea valurilor (în unităţi de 0,5 m). CODUL IAC( International Analysis Code) FLEET

Este un cod prin intermediul căruia se transmit coordonatele centrilor barici ale fronturilor atmosferice, ale izobarelor, ale ciclonilor tropicali şi ale fenomenelor ce se produc pe mare, date necesare pentru întocmirea hărţilor sinoptice meteorologice. Preambul : 10001 (sau 65556) 33300 0YYGcGc Secvenţa 0 : 99900 8PtPcPP LaLaLoLok……………mdsdsfsfs (grupă de mişcare) Secvenţa 1 : 99911 66FtFiFc LaLaLoLok……………mdsdsfsfs

Secvenţa 2 : 99922 44 PPP LaLaLoLok…………… Secventa 3 – de rezervă – transmiterea in clar, in limba engleză,a unor avertismente de furtună 10001 – indicarea faptului că datele transmise reprezintă situaţia reală; (65556) – pentru datele de prognoză; 33300 – modul de transmitere a coordonatelor elementelor din analiză. Pentru latitudine înseamnă emisfera N. Pentru emisfera S – 33311. În aceste condiţii LaLa – reprezintă latitudinea în grade întregi, LoLo – longitudinea în grade întregi, k – ce fel de longitudine este

Când k are cifrele 0, 1, 2, 3, 4 , longitudinea este între 00˚÷99˚ E sau 100˚÷180˚ W. Când k are cifrele 5, 6, 7, 8, 9 , longitudinea este între 00˚÷99˚ W sau 100˚÷180˚ E.

33388 QLaLaLoLo – este mai rar folosită (Q – octantul globului). 0 – cifră de control; YY – data zilei; GcGc – ora observaţiei.


147

Secvenţa 0 – cuprinde sistemele barice 99900 – cifre de control ale secvenţei; 8 – cifră de control; Pt – tipul sistemului baric :

- 0 – depresiune barică policentrică; - 1 – depresiune; - 2 – depresiune barică secundară; - 3 – talveg depresionar; - 4 – undă frontală; - 5 – anticiclon; - 6 – câmp baric fără gradient de presiune; - 7 – dorsală anticiclonică; - 8 – şa barică; - 9 – ciclon tropical.

Pc – caracteristica sistemului baric : - 0 – fără semnificaţie; - 1 – umplerea depresiunii sau slăbirea anticiclonului; - 2 – schimbare redusă; - 3 – adâncirea depresiunii sau amplificarea anticiclonului; - 4 – evoluţie complexă; - 5 – se presupune prezenţa ciclogenezei; - 6 – umplerea depresiunii sau distrugerea anticiclonului; - 7 – creşterea generală a presiunii; - 8 – scăderea generală a presiunii; - 9 – caracter nesigur.

PP – valoarea presiunii centrului baric exprimată în mb şi valori întregi; m – caracterul deplasării :

- 0 – fără semnificaţie; - 1 – staţionar; - 2 – schimbare redusă; - 3 – devine uşor mobil; - 4 – încetineşte deplasarea; - 5 – se deplasează la stânga; - 6 – se redresează; - 7 – se accelerează; - 8 – se deplasează la dreapta; - 9 – se presupune deplasarea.

dsds – direcţia de deplasare în zeci de grade (se notează cu cifre de la 00 la 36); fsfs – viteza deplasării – în noduri.


148

Secvenţa 1 99911 – cifre de control; 66 – cifre de control; Ft – tipul frontului :

- 0 – front cvasistaţionar; - 1 – front cvasistaţionar de altitudine; - 2 – front cald de suprafaţă; - 3 – front cald de altitudine; - 4 – front rece de suprafaţă; - 5 – front rece de altitudine; - 6 – front oclus; - 7 – linie de instabilitate; - 8 – front intertropical; - 9 – linie de convergenţă.

Fi – activitatea frontului : - 0 – fără semnificaţie; - 1 – slab exprimat, în diminuare; - 2 – slab exprimat, nu îşi schimbă intensitatea; - 3 – slab exprimat care se activează; - 4 – moderat exprimat, în diminuare; - 5 – moderat şi nu îşi schimbă intensitatea; - 6 – moderat care se activează; - 7 – puternic în diminuare; - 8 – puternic, nu îşi schimbă intensitatea; - 9 – puternic care se activează.

Fc – caracterul frontului : - 0 – fără semnificaţie; - 1 – zona activităţii frontului în diminuare; - 2 – zona activităţii frontului se schimbă puţin; - 3 – zona activităţii frontului se dezvoltă; - 4 – cu caracter intertropical; - 5 – se presupune formarea unui front; - 6 – cu caracter cvasistaţionar; - 7 – cu caracter ondulat; - 8 – cu caracter difuz; - 9 – cu caracter nesigur.

Secvenţa 2 99922 – cifre de control; 44 – cifre de control; PPP – valoarea izobarei în mb


149

CAP XI PROGNOZA METEOROLOGICĂ MARITIMĂ

Prognozarea fenomenelor meteorologice pe baza observaţiilor proprii înregistrate şi determinate la bordul navei. Interpretarea hărţilor sinoptice, a prognozelor meteorologice şi a informaţiilor hidrometeorologice recepţionate la bordul navei. Prevederea evoluţiei elementelor hidrometeorologice pe rutele de navigaţie transoceanice şi maritime la recepţionarea mesajelor meteorologice, a codurilor sinoptice şi a hărţilor meteo, precum şi la primirea mesajelor de pericol de furtună, la traversarea zonelor cu perturbaţii barice sau cu alte manifestări extreme.

Prognozarea fenomenelor meteorologice pe baza observaţiilor proprii înregistrate şi determinate la bordul navei. Interpretarea hărţilor sinoptice, a prognozelor meteorologice şi a informaţiilor hidrometeorologice recepţionate la bordul navei.

Harta sinoptică. Întocmire. Analiza şi prognoza meteo

Harta sinoptică se întocmeşte pe baza observaţiilor sinoptice din 6 în 6 ore pornind de la ora 0000 UTC, în funcţie de fusele orare ale fiecărei ţări (pentru România se întocmesc la orele 200, 800, 1400 şi 2000).

Pentru Europa se fac patru hărţi.

Etapele alcătuirii hărţii sinoptice :

1. recepţionarea mesajului meteo codificat şi decodificarea lui; 2. înscrierea pe hartă în dreptul staţiilor a valorilor sau fenomenelor meteo cu ajutorul schemei

Bjerknes; CH dd ff

TTT CM

VVww pppp

TdTdTd appp

NnCL W1W2

TWTWTW HW/PW VS

N


150

DS

Exemplu în codul SHIP :

99085 70141 34896 80108 10226 20217 40110 57012

99LaLaLa QLoLoLoLo iRiXhVV Nddff 1snTTT 2ssTdTdTd 4pppp 5appp

70320 22232 00187 20602

7wwW1W2 222DSVS 0snTWTWTW 2PWPWHWHW

226 110

96 03 –12 \ \ - scădere de presiune

217 8

187 06 / 02

2

Datele din continutul hartilor de analiza provin din decodificarea mesajelor SYNOP - SHIP pentru hartile meteo -sinoptice de baza, de tip SHIP si de tip RADIOTEMP pentru hartile sinoptice de altitudine.

Pentru fiecare punct de pe mare sau statie de coasta sunt inscrise scheme Bjerknes ( in care elementele si fenomenele hidrometeorologice corespund notatiilor internationale ale codurilor mentionate, prin semne conventionale sau prin cifre. Prin semne conventionale se inscriu nebulozitatea, tipul norilor, directia si viteza vantului, fenomene meteo din momentul observatiei si cu trei la sase trei ore inainte, tendinta presiunii atmosferice in ultimele trei ore:


151

unde: Tw Tw Tw – temperatura apei de mare la suprafata in zecimi de grade C;

T T T – temperatura aerului in zecimi de grade C; w w – fenomene la momentul observatiei; V V – vizibilitatea orizontala la suprafata; Td Td Td – temperatura punctului de roua in zecimi de grade C; CH - caracteristici nori superiori; CM – caracteristici nori mijlocii; N – nebulozitatea; CL NH – caracteristici nori inferiori sau cu dezvoltare verticala

si nebulozitatea lor; h – inaltimea limitei inferioare a norilor; P P P – presiunea atmosferica in zecimi de mbar; p p p – valoarea absoluta a tendintei barice; a – caracteristica tendintei barice; W1W2 – timpul (fenomenul petrecut); HwPw– inaltimea valurilor in unitati de 0.5 m; perioada valurilor in secunde; dd si ff – directia si viteza medie a vantului in m/s.

Staţia meteo în jurul căreia se înscriu valorile transmise prin intermediul fiecărei sinoptice

se recunoaşte pe hartă după indicativul ei regional reprezentat pe codul sinoptic de grupul II, precum şi de indicativul naţional reprezentat în codul sinoptic de grupul iii.

Pe harta Europei sunt trasate contururile unor regiuni convenţionale (fixate de ONU), marcate de câte un indicativ numeric format din două cifre (ii), iar lângă cerculeţele şi pătratele ce reprezintă staţiile sinoptice există câte un indicativ numeric individual compus din trei cifre (iii).

3. se colorează zonele cu precipitaţii :

- ploaie – verde deschis; - ninsoare – verde închis; - ceaţă – galben; - averse şi fulgere izolate – roşu.

4. identificarea maselor de aer se face în funcţie de :

- gradul de acoperire al cerului cu nori; - tipul norilor; - tipul precipitaţiilor; - temperatura aerului. Se notează pe hartă cu iniţialele cunoscute : M – maritimă; C – continentală; A – antarctică, arctică; P – polară; T – tropicală; E – ecuatorială.


152

5. trasarea izobarelor – se trasează prin interpolare la echidistanţe de 4 mb sau 5 mb. La trasarea lor se ţine cont că valoarea se notează la ambele capete dacă izobara este deschisă. Dacă aceasta este închisă, se va întrerupe în dreptul cel mai apropiat şi se va trece valoarea. Distanţa dintre izobare este mai mică la viteze mari ale vântului şi mai mare la viteze mai mici ale vântului. Dacă valoarea izobarelor creşte spre centru înseamnă că avem de-a face cu un anticiclon, iar dacă scade avem de-a face cu o depresiune.

1018

1018 1018

Devierea dintre vectorul vânt şi orientarea izobarelor este spre dreapta în emisfera nordică şi spre stânga în emisfera sudică. Izobarele trebuie să aibă puţine sinuozităţi. Se trasează şi traiectoria de deplasare a centrului baric printr-o săgeată, iar în vârful săgeţii se trece valoarea exprimată în km/h.

6. Trasarea liniilor cu aceeaşi valoare a tendinţei presiunii

Acestea se trasează din mb în mb, având în centru valoarea cea mai mare.

7. stabilirea poziţiei fronturilor atmosferice: În zona fronturilor se observă schimbări bruşte ale fenomenelor meteo:

+2 –2


153

- diferenţe de temperatură de 4÷5˚C pe 500 km; - convergenţa curenţilor de aer; - sistemele noroase caracteristice; - izobarele se curbează puternic de-a lungul liniei frontale; - la frontul cald se observă o scădere a presiunii, o tendinţă barică vegetativă în faţa

frontului şi creşterea presiunii în spatele frontului; - sunt caracteristice fronturilor numai depresiunile extratropicale (la latitudini medii); - fiecărui tip de front îi corespunde o anumită nebulozitate şi un anumit tip de precipitaţii.

Frontul atmosferic este zona de separaţie dintre două mase de aer cu caracteristici diferite (temperatură, presiune, viteză de deplasare).

Fronturile atmosferice se trasează prin linii având aspecte diferite şi valori diferite pentru a se putea să se diferenţieze între ele.

Criteriile care stau la baza trasării fronturilor sunt:

- direcţia vântului; - gradientul termic; - valoarea nebulozităţii; - cantitatea de precipitaţii; - valoarea presiunii atmosferice.


154

2 Harta sinoptică a Europei şi a bazinului Atlanticului de nord la data de 01.03.2008 Deasupra uscatului izobarele grupate in jurul centrului de joasă presiune au forme apropiate

de cele eliptice, in timp ce desasupra oceanului se apropie de formele circulare.


155

Prognoza meteorologică

Prognoza meteorologică este o operaţiune complexă de stabilire a caracteristicilor

elementelor hidrometeorologice pe un anumit interval de timp. Dupa intocmirea hartii sinoptice pe baza mesajului codificat de analiza se trece la intocmirea

prognozei. Este bine ca pentru o prognoza sa se foloseasca o serie de harti succesive pentru a urmari in timp evolutia diferitelor procese meteorologice, ceea ce permite aprecierea unde si cu ce viteza se deplaseaza masele de ser cald sau rece, anticiclonii si depresiunile, fronturile si, ca atare, stabilirea pozitiile lor ulterioare.

Întocmirea prognozei depinde de urmărirea în timp şi în mod sistematic a informaţiilor meteo transmise, de calitatea şi cantitatea mesajelor recepţionate.

Este necesar să se cunoască legile după care se desfăşoară procesele fizice din atmosferă, să se cunoască informaţia hidrometeorologică codificată şi să se decodifice mesajele şi hărţile sinoptice.

La nave informaţia se primeşte în clar, codificat sau prin NAVTEX.

Prima fază a întocmirii unei prognoze este stabilirea corelaţiilor între perioada actuală şi cea anterioară, ţinându-se cont de natura suprafeţei active, influenţele fizico-geografice ale regiunii, pornind de la principiul că cel puţin în următoarele 24 de ore, fenomenele vor avea aproximativ acelaşi aspect, cu mici modificări, daca nava nu trece aproape sau printr-un front sau depresiune. Aceasta eventualitate poate fi dedusa din informatiile despre pozitia, viteza si directia miscarii fronturilor si sistemelor de presiune si observatii¬le proprii. Atata timp cat nava se mentine in aceeasi masa de aer, vremea pe mare nu se schimba. Cu cat diferenta intre cele doua mase de aer este mai mare, cu atat schimbarea vremii este mai puternica la trecerea dintr-o masa de aer in alta si cu atat mai rea este vremea de-a lungul zonei frontale. Observatiile asupra norilor intreprinse de ofiterul de cart se impun a fi conjugate cu observarea presiunii atmosferice inregistrata de barograf, cu incercarea de a determina tendinta barica pentru perioada urmatoare, cu observarea starii marii, indeosebi a valurilor de hula a caror inaltime si directie pot da indicatii pretioase cu privire la directia furtunii si la distanta dintre nava si centrul ei.

Aceste observatii urmeaza a fi conjugate cu prognoza meteo pentru regiunea respectiva din buletinele meteorologice emise de statiile radio. La intocmirea prognozelor trebuie avute in vedere unele particularitati ale formelor reliefului baric astfel:

- depresiunile se deplaseaza pe directia care uneste centrul lor cu centrul tendintei de scadere a


156

presiunii, iar anticiclonii pe directia ce uneste centrul lor cu centrul tendintei de crestere a presiunii atmosferice;

- daca depresiunile si anticiclonii sant asimetrici, traiectoriile lor se abat în directia axei mari;

- depresiunile secundare se deplaseaza ocolind depresiunile principale in sens invers acelor de ceasornic, iar anticiclonii mici ocolesc anticiclonul de baza in sensul acelor de ceasornic;

- depresiunile se deplaseaza de-a lungul izotermelor, lasand temperaturile joase la stanga; - centrul anticiclonului se deplaseaza in acea directie in care temperatura scade mai repede;

- depresiunile se adancesc, respectiv se umplu, daca incentrul lor se observa tendinte negative, respectiv pozitive ale presiunii, iar anticiclonii se intaresc, respectiv slabesc, caci in centrul lor se observa tendinte pozitive respectiv negative ale presiunii atmosferice;

- depresiunea se adanceste daca in sectorul cald tendinta presiunii este negativa si se umple cand tendinta este pozitiva.

Pe langa materialul sinoptic pot fi folosite si o serie de reguli pe baza carora sa se aprecieze evolutia viitoare a vremii, astfel:

- deplasarea norilor de la est sau nord aduce timp anticiclonic, pe cand deplasarea de la vest sau sud aduce timp ciclonic;

- daca directia de deplasare a norilor este abatuta la stanga fata de directia vantului de la sol, este de asteptat timp anticiclonic;

- miscarea vizibila a norilor in directia inversa directiei (sensului) vantului de la sol indica o apropiere rapida a frontului rece, cu vant puternic si precipitatii; - daca doua straturi de nori inferiori se deplaseaza pe directii perpendiculare, vremea se va strica si vantul se va intari;

- daca norii aflati la diferite inaltimi se deplaseaza in, aceeasi directie si sens, nebulozitatea va creste, dar fara ploaie si cu vant moderat. Daca, dimpotriva, se deplaseaza in directii diferite,

vremea devine instabila si vantul puternic;

- cer senin si vant slab seara indica o vreme frumoasa pentru a doua zi;

- daca, atunci cand presiunea atmosferica este in scadere, curba barografului are convexitatea in sus, vantul se va intari, iar daca are convexitatea in jos, va slabi;

- daca atunci cand presiunea atmosferica este in crestere, curba barografului are convexitatea in jos, vantul se va intari iar daca are convexitatea in sus, va slabi;


157

- daca, dupa o ploaie indelungata, vantul se intareste, se poate astepta la o imbunatatire rapida a vremii;

-cresterea temperaturii seara si noaptea indica o inrautatire a vremii in urmatoarele 6 la12 ore;

- ploaia sau ninsoarea intensa dimineata cu vant puternic indica vreme rea in tot cursului zilei;

- ploaia puternica noaptea cu vant slab indica vreme buna pentru toata ziua;

- ceata cu grosime mica, care apare dupa apusul soarelui si se mentine pana dupa rasaritul soarelui, indica vant slab pentru toata ziua, dar, daca se imprastie inainte de rasaritul Soarelui, indica un timp ciclonic;

- daca, pe timp de ceata, incepe ploaia, ceata se intareste iar la incetare ploii ceata se ridica sau slabeste mult.

- ceata este mai probabila dupa o zi senina decat dupa O zi noroasa;

- pe vanturi de nord ceata este mai putin probabila;

- mirajul indica o schimbare a vremii datorita variatiei gradientului. termic vertical in straturile inferioare ale atmosferei;

- daca presiunea este cu 4 mb. sau mai mult sub media pentru momentul respectiv (valorile medii se scot din cartile pilot) si scade in continuare, probabilitatea ca a doua zi sa fie vreme buna sau cu vanturi slabe este foarte mica pentru ca scaderea presiunii inseamna vreme instabila si intensificarea vantului;

- daca presiunea este cu 4 mb. sau mai mult peste media locului si momentului respectiv si continua sa creasca sau este stationara, probabilitatea este redusa ca in urmatoarele 12 de ore vremea sa se deterioreze; acest interval se mareste la 24 ore daca presiunea este cu 8 mb. mai mare decat normal.

Presiunea atmosferica in crestere indica, de obicei, imbunatatirea vremii, iar scaderea, deteriorarea. Daca aceste variatii sant rapide, consecintele sant de scurta durata pentru ca nava este, probabil, aproape de traiectoria unei depresiuni in spatele ei in primul caz si in fata ei in cel de al doilea.

Daca presiunea atmosferica scade incet, dar continuu fata de presiunea normala, nava se indeparteaza de un anticiclon si se apropie de o depresiune. Viteza cu care scade presiunea nu da indicatii cu privire la forta vantului care urmeaza sa fie intalnit deoarece nava se poate indrepta spre o depresiune sau poate merge cu ea si, deci, functie de situatia, viteza de variatie a presiunii difera.


158

De asemenea, in cazul unei ocluziuni viteza acesteia este mai mica decat a depresiunii, dar vremea poate fi la fel de rea.

Pentru a urmari mai usor si continuu valorile presiunii masurate cu barograful in raport cu cele normale, pe hartia barografului se va trasa inainte de folosire, cu o culoare distincta, o linie reprezentand valorile normale ale presiunii atmosferice pentru un interval de timp. Este necesar ca barograful sa fie verificat periodic.

Prevederea evoluţiei elementelor hidrometeorologice pe rutele de navigaţie transoceanice şi maritime la recepţionarea mesajelor meteorologice, a codurilor sinoptice şi a hărţilor meteo, precum şi la primirea mesajelor de pericol de furtună, la traversarea zonelor cu perturbaţii barice sau cu alte manifestări extreme.

Prognoza câmpului baric Se consideră că centrii barici în perioada de prognoză se vor deplasa cu aceeaşi viteză şi

orientare ca în perioada anterioară. Depresiunile cu izobare alungite, se vor deplasa în direcţia axei mari a depresiunii. Depresiunile în stadiul de umplere, au tendinţa de a devia spre stânga, micşorându-şi viteza. Când o depresiune sau un anticiclon îşi intensifică activitatea, viteza lor de deplasare creşte

de obicei în linie dreaptă. Devierea traiectoriei depresiunii se produce atunci când aceasta se apropie de un anticiclon

staţionar. Centrii barici cu izobare circulare, se deplasează în direcţia centrului de minimă tendinţă

barică cu devieri la stânga pentru depresiuni şi la dreapta pentru anticicloni în emisfera nordică. Centrii barici rămân staţionari dacă tendinţele barice din jur sunt aproximativ egale. Formarea unui nucleu de scădere a depresiunii în punctul de ocluzie, indică o posibilă

regenerare a depresiunii. Centrii barici cu axă verticală sunt uşor mobili şi se destramă uşor. În general, deplasarea centrilor barici la sol reprezintă 0,7 din viteza vântului caracteristic. Prevederea vântului Prevederea vântului depinde de câmpul baric şi evoluţia sa. Vântul are direcţia spre presiunea coborâtă, divergent la anticicloni şi convergent la

depresiuni. La apropierea unei depresiuni sau a unui front, viteza vântului creşte. De asemenea, la slăbirea sau umplerea unei depresiuni viteza vântului creşte. Slăbirea vântului se produce în partea centrală a unui anticiclon sau în şaua barică.


159

Intensificarea vântului, mai ales în rafale cu tendinţe de rotire, precede înrăutăţirea vremii. Dacă în urma ploilor vântul se intensifică, se va produce o înrăutăţire de durată a vremii. Intensificarea şi rotirea vântului în sens invers acelor de ceasornic, înseamnă că prin stânga

punctului considerat va trece un ciclon (în emisfera nordică). Vremea rămâne frumoasă dacă după amiază se porneşte un vânt slab. Nebulozitatea Trebuie să se ţină cont de turbulenţa maselor de aer, de convecţia termică, de umiditatea

aerului şi de stabilitatea şi instabilitatea verticală. O masă de aer instabilă caldă ce se deplasează peste o suprafaţă rece, va determina o

nebulozitate de tip stratiform. Nebulozitatea ridicată, cu nori cu dezvoltare pe verticală, se produce la încălzirea puternică a

stratului inferior. Nebulozitate compactă dă frontul cald, frontul rece de ordinul 1 şi cel oclus. La frontul rece de ordinul 2, nebulozitatea este doar pe o fâşie îngustă cu dezvoltare mare pe

verticală. Deplasarea fronturilor cu viteză redusă, determină lărgirea zonei acoperite. Nebulozitatea slabă şi variabilă se întâlneşte în sectorul cald al depresiunii şi la periferia

anticiclonilor. Cea mai scăzută nebulozitate, este caracteristică zonelor centrale ale anticiclonilor.

Schimbările bruşte ale nebulozităţii se produc in anotimpul rece cand o masă de aer se deplasează pe continent de pe mare şi invers. Prevederea evoluţiei elementelor hidrometeorologice pe rutele de navigaţie transoceanice şi

maritime

Zona latitudinilor medii este o regiune de conflict a maselor de aer, unde temperaturile pot contrasta puternic de la o zi la alta. Cum depresiunile trec continuu prin aceasta zona, vremea buna numai rareori se prelungeste, in timp ce furtunile, in special iarna si partile de nord si vest ale zonei, sant numeroase. Pe partea vestica a Oceanului Atlanticului si Pacificului este foarte frig iarna, cu vanturi predominant nord - vestice, in timp ce pe partea estica vanturile de sud - vest mentin o vreme moderata, intrerupta numai ocazional de o vreme deosebit de rece cand vanturile sant din nord si est. Prognoza este singura cale satisfacatoare pentru obtinerea de date referitoare la vremea de maine in aceasta zona. In emisfera nordica regiunea de formare a depresiunilor este o zona alungita orientata de la sud - vest la nord – est, in nord - estul Filipinelor, in Oceanul Pacific si in nord - estul Insulelor


160

Bahamas in Oceanul Atlantic, unde se intalnesc mase de aer polar- continental cu mase de aer tropical-maritim. Adesea mai apare o zona secundara nu departe in vestul si nordul Insulelor Hawai in timpul iernii. Aceste depresiuni au o directie, in majoritatea cazurilor, nord - est intensificandu - se in timp si largindu - si aria cu vanturi puternice. Cand depresiunea atinge sud-estul Groenlandei, cele mai multe au trecut de intensitatea maxima si incep sa ocluzeze descrescand in viteza. In Oceanul Pacific depresiunile ating intensitatea maxima cand trec pe la sud de Insulele Kurile si peninsula Kamceatka si se umplu in zona Insulelor Aleutine. In perioada de iarna navele in drum spre, sau dinspre porturile americane, situate la nord de latitudinea de 45°N vor intalni cu siguranta o depresiune barica, dar coborand spre sud, riscul de intalnire scade, pentru ca in zona Capului St.Vicente probabilitatea sa fie foarte mica. In Golful Biscaya, desi cu proasta reputatie, probabilitatea de furtuna este mai mica decat oriunde in nordul si nord-vestul Oceanului Atlanticului. Anticiclonii se resping astfel ca, daca apare un anticiclon langa Islanda, anticiclonul Azorelor se va retrage spre sud la o distanta de circa 1500…2000 mile marine, lasand o zona mai larga la discretia depresiunilor barice, care vor patrunde astfel, in vestul si sud-vestul Europei. In emisfera nordica nucleele de presiune inalta (anticicloni tineri) sunt produse de presiunile inalte din Siberia si Canada, (mai redus) si impinse spre est, la intervale de timp, astfel incat sa refaca (intareasca) anticiclonii de deasupra oceanului, care se deplaseaza spre ele, le inghit si revin la pozitiile lor anterioare. Datorita deplasarii spre est cu viteze de 20…30 Nd. acesti anticicloni aduc perioade scurte de vreme frumoasa peste zonele deasupra carora trec. In emisfera sudica exista un proces aproape continuu de curgere a depresiunilor barice in directia est sau sud-est intre latitudinile 300S si 600S, iar vanturile de la sud de 35°S (30°S iarna) sant cel mai adesea dintre directiile nord-vest si sud-vest. In Atlanticul de Nord zonele cu apa rece din largul Labradorului, Newfoundland, Grand Bank, nord-estul Islandei, largul coastelor estice ale Groenlandei si, primavara si inceputul verii, in estul Canadei, sunt cetoase. Vizibilitatea slaba apare in special la inceputul vremii calde, vara datorita contrastului mare intre temperatura apei si cea a aerului. In Pacific zonele cu cea mai densa ceata sunt largul coastelor estice ale Chinei, Japoniei la nord de 35°S, linga Insulele Kurile si Aleutine. Emisfera sudica este mai putin afectata de ceata. Oricum ceata si vizibilitatea redusa, in ambele emisfere, sunt asociate maselor de aer tropical maritim. Gheata (pack-ice, ice-floes) este o amenintare pentru navigatia in zonele Newfoundland si Labrador din decem¬brie pana in aprilie, in nordul Japoniei si de-a lungul coastelor estice ale Asiei din ianuarie pana in martie. Aisbergurile sunt un pericol si mai mare in zona Grand Bank. Este recomandat a se evita zona de la nord de 40°N si vest de 40°W. Garda de Coasta americana mentine o patrula a gheturilor care avizeaza navele din zona. Hula este o caracteristica a acestor latitudini iarna, in special in jumatatea de est a oceanelor datorita puternicelor vanturi de nord-vest si vest in spatele depresiunilor. Hula, ca val ramas dupa ce vantul care l-a format a incetat sa mai bata, este ariergarda furtunii si, in acest caz, nu poate ajuta in prognoza. Sunt, insa si situatii cand hula, vizibila cu ochiul liber precede


161

vremea rea: in cazul unei furtuni tropicale pentru ca viteza furtunii este mai mica decat a vantului si in cazul unei ocluziuni care se misca incet si spre care se indreapta nava. Norii cirrus cu putine exceptii prevestesc inrautatirea vremii. Regula este valabila mai ales in Marea Mediterana. Cand norii Cirrus si Cirrocumulus nu sunt imediat urmati de vreme rea ei dau un „avertisment de furtuna” cu cel putin 12 ore inainte. Oricum cel mai folositor ghid sant norii care preced un front cald sau o ocluziune cand apar secvential si au evolutii tipice.


162

PARTEA A II-A OCEANOGRAFIE

Cap. XII: DINAMICA APELOR MARINE Obiectul de studiu al oceanografiei. Dinamica apelor marine. Formele de mişcare ale apelor marine. Valurile de vânt, hula şi alte forme de mişcare a apelor marine. Influenţa acestora asupra navigaţiei Curenţii marini: cauzele formării curenţilor marini, circulaţia curenţilor oceanici, caracteristicile principalilor curenţi marini, influenţa curenţilor marini asupra navigaţiei

OCEANOGRAFIA. RELIEFUL SUBMARIN

Definiţie

Oceanografia se ocupă cu descrierea şi interpretarea fenomenelor legate de apa mărilor dar şi de cuvetele în care aceasta se găseşte. Are ca obiect de studiu cunoaşterea legilor şi mecanismelor ce guvernează aceste fenomene, sau mai pe scurt se ocupă cu proprietăţile fizico-chimice şi cu dinamica apelor oceanului planetar.

Oceanografia este cunoscută şi sub numele de hidrologie sau hidrografie marină.

Hidrologia marină se ocupă cu studiul apelor oceanice, dicalitativ (proprietăţile fizice, chimice, biologice)

şi cantitativ (formare, mişcare, repartiţie), dar totodată şi de natura (salmastră, sărată).

Hidrografia marină ocupă cu descrierea geometrică a contactului dintre hidrosfera marină şi litosteră

(ţărmuri, repartiţia adâncimilor). Măsurătorile efectuate de hidrografi se referă la maree şi curenţi, fiind

necesare navigaţiei.

Oceanografia are trei ramuri : - oceanografia fizică;

- oceanografia chimică; - oceanografia biologică.

- Oceanologia este o disciplină mai recentă, fiind iniţiată din anul 1967, odată cu înfiinţarea Centrului

Naţional pentru Exploatarea Oceanelor (CNEXO). Termenul în sine a fost creat de amiralul

oceanograf Nicolaj Nicolaevici Zubov (1885-1960), în cursul anilor 1930, pentru a desemna ansamblul

studiilor şi tehnicilor care au ca finalitate stăpânirea şi utilizarea fundurilor şi apelor Oceanului Planetar.


163

Actualmente, există o oceanologie a solidului, care se ocupă cu detectarea şi exploatarea zăcămintelor,

o oceanologie a fluidelor, care se ocupă cu exploatarea energiei marine şi o oceanologie a vieţuitoarelor,

care cuprinde activităţile şi tehnicile pescuitului şi ale acvaculturii( www. mandrescu.com)

Ca metode de cercetare, pe lângă cele clasice, se folosesc metodele moderne cum sunt : metodele seismice, magnetometria, gravimetria.

Oceanul planetar are trei caracteristici :

- are formă de geoid; - altă caracteristică este continuitatea – din orice punct dacă plecăm, se poate ajunge în acelaşi

punct călătorind numai pe mare; - are o influenţă deosebită asupra climatului uscatului.

Oceanul planetar ocupă o suprafaţă de 361 mil.km2, reprezentând 71% din suprafaţa planetei.

Oceanul planetar este inegal repartizat pe cele două emisfere. În emisfera nordică sau emisfera continentală, oceanul ocupă doar 60,7% din suprafaţa emisferei, pe când în emisfera sudică, numită şi emisfera oceanică, ocupă 81% din suprafaţa emisferei.

Oceanul planetar are un rol triplu :

• asigură echilibrul natural al Pământului; • este o sursă de materii prime şi de energie; • este o sursă de hrană pentru populaţia globului.

Adâncimea medie a oceanului planetar este de 3729 m. 1,2% din adâncimi sunt peste 6000 m, 75,9% din adâncimi sunt între 3000 şi 6000 m, iar 22,9% din adâncimi sunt mai mici de 3000 m.

Formarea oceanelor este dezbătută în câteva teorii fundamentale :

Teoria deplasării continentelor; Expansiunea fundului oceanic – 1962; Ipoteza plăcilor tectonice – 1968 (acceptată de majoritatea savanţilor). Această ipoteză are la

bază faptul că fundul oceanului şi al pământului se află aşezat pe 6 plăci principale şi multiple “microplăci” şi plăci secundare. În România există 4 microplăci.

Oceanele pot fi împărţite în 4 zone dacă se pleacă de la ţărm spre larg :


164

Fig 12.1 Zonele standard ale unui bazin oceanic

1. Zona litorală – ocupă 0,4% din suprafaţa oceanului planetar. Este zona de legătură dintre apă şi uscat. Suportă permanent modificări datorită valurilor, mareelor, curenţilor, microorganismelor marine şi omului;

2. Zona platformei continentale (shelf) – este zona cuprinsă între 0 şi 200 de metri adâncime. Are înclinare mică (3˚÷5˚), lăţimea medie fiind în jur de 60 km, iar lăţimea maximă în jur de 1500 km.


165

Această zonă are lăţimi mari în preajma ţărmurilor joase şi poate lipsi în apropierea ţărmurilor înalte. Este cea mai importantă parte a oceanului planetar datorită existenţei materiilor prime (cărbune, petrol, gaze naturale) şi datorită faptului că aici se dezvoltă viaţa marină;

3. Zona povârnişului (taluz) – este considerată marginea continentelor. Are o înclinare mare (până la 25˚) ocupând 15% din suprafaţa oceanului planetar. Principalele forme de relief sunt văile longitudinale sub formă de canioane. Explicaţia existenţei acestor văi poate fi următoarea :

- ori sunt foste văi ale unor râuri; - ori s-au format prin prăbuşirea aluviunilor.

4. Zona batială – ocupă 76,6% din suprafaţa oceanului planetar. Are cele mai diverse forme de relief, şi anume : dorsale muntoase a căror lungime depăşeşte 80000 km, praguri submarine, platouri, munţi vulcanici, gropi abisale.

Dorsalele muntoase – sunt lanţuri cu poziţie centrală sau periferică. Unele dorsale au pe mijloc o vale adâncă de 2000÷3000 m, numită vale de rift, foarte activă vulcanic şi seismic. În unele părţi, dorsalele ajung la suprafaţă dând naştere la nişte insule.

Depresiunile submarine (câmpiile abisale) – se găsesc la 5000÷6000 m, ocupând suprafeţe foarte mari. Au suprafaţă netedă cu foarte puţine sedimente.

Pragurile submarine – despart depresiunile, fiind zone plate şi înalte. Pot ajunge la suprafaţă, dând naştere la insule.

Munţii vulcanici – au formă circulară cu cratere de până la 10 km diametru. Se pot afla sub apă, deasupra apei sau la nivelul apei.

Gropile abisale – sunt zone a căror adâncime depăşeşte 6000 m, având forma unui şanţ cu pereţii abrupţi. “Groapa Marianelor” are peste 11000 m adâncime, “Groapa Aleutinelor” are 3000 km lungime fiind cea mai lungă groapă, “Groapa Curilelor” are o lăţime de peste 350 km. Gropile sunt foarte active din punct de vedere seismic şi vulcanic, în Oceanul Pacific formând “Cercul de foc al Pacificului”.

12.2 DINAMICA APELOR MARINE


166

Asupra apelor oceanice acţionează o multitudine de factori care determină modificarea nivelului apelor. Cei mai importanţi factori sunt : mişcările tectonice, factorii hidrometeorologici şi factorii cosmici. Acţiunea combinată a acestora, determină oscilaţii ale nivelului, oscilaţii ce se împart în trei grupe : - oscilaţii variabile de tip progresiv (mişcări seculare) – pot fi pozitive sau negative; - oscilaţii periodice – determinate de influenţa Lunii şi a Soarelui (marele) - oscilaţii neperiodice – determinate de factorii meteorologici mai ales (valurile).

Valurile

Valurile sunt mişcări neperiodice ale apei oceanice în care fiecare particulă descrie o orbită circulară; deci în cazul valurilor, apa nu se deplasează din cauza orbitei circulare.

Elementele valurilor sunt :

τ - perioada valului

creastă

înălţimea nivelul mediu

valului

talpă

Fig.12.2 Elemente generale ale valurilor

Creasta - linia cea mai înaltă a valului în raport cu nivelul suprafeţei apei. Vârful este partea cea mai

înaltă a crestei.

Talpa (Baza) - adâncitura sau golul valului, adică partea cea mai joasă din profilul valului în raport cu

nivelul suprafeţei apei.

Înălţimea - distanţa măsurată pe verticală între creastă şi talpa (baza) valului .


167

Lungimea - distanţa măsurată pe orizontala care uneşte vârfurile a două creste consecvente sau a

două adâncituri consecutive.

Panta - unghiul de înclinare al valului, în raport cu orizontala. Se exprimă prin raportul dintre

înălţimea şi lungimea valului: P = I / L.

Frecvenţa - numărul de valuri care trec printr-un punct oarecare în unitate de timp.

Fig. 1.23. Amplitudinea şi perioada unui val

Fig. 12.4. Energia şi frecvenţa valurilor

Direcţia - punctele cardinale sau alte repere spre care se îndreaptă valul

Viteza - distanţa parcursă de creasta valului într-o unitate de timp:


168

unde:

g - acceleraţia gravitaţională


169

Fig.12.5 Mişcarea apei în cadrul valurilor; a-mişcarea particulelor de apă într-o apă adâncă; b-mişcarea particulelor de

apă din largul mării; c-mişcarea particulelor de apă în sectoarele cu adâncimi reduse;

d - mişcarea particulelor de apă întră valuri (www.mandrescu.com)

Lungimea de undă reprezintă distanţa pe orizontală dintre două creste succesive; direcţia de propagare a valurilor fiind un alt element.

Cauza cea mai frecventă a formării valurilor este vântul, între cele două fenomene existând legătura :

VÂNT

VAL

˚Bf viteza [m/s] h [m] L [m] τ [sec]

1 2÷3 0,25 până în 10 2÷3

5 10 2,5 40 5


170

7 16 5 85 7,5

10 25 11 1280 13

11 peste 27 peste 12 1400 16

Valurile se clasifică după mai multe criterii :

a) după cauza care le generează : - valuri de vânt; - valuri seismice; - valuri staţionare; - valuri interne; - valurile navei;

b) după durata acţiunii : - valuri întreţinute – care se manifestă atâta timp cât acţionează forţa generatoare; - valuri libere – valurile de hulă;

c) după dimensiunile geometrice ale valurilor : - valuri scurte – când raportul dintre lungime şi înălţime este mai mic de 40; - valuri lungi – când raportul dintre lungime şi înălţime este între 2÷25.

Valurile de vânt

Iau naştere datorită acţiunii tangenţiale a vântului asupra suprafeţei apei. Valoarea dimensiunilor depinde de direcţia şi durata de acţiune a vântului (fech), intensitatea vântului, configuraţia coastei şi relieful submarin.

Iniţial se formează mici încreţituri ale apei, care la încetarea vântului se pot amortiza, apoi, odată cu intensificarea vântului, valurile cresc ca dimensiuni, iar creasta valului poate fi spulberată şi împrăştiată pe toată suprafaţa mării. Crestele retezate şi înspumate se numesc berbeci, lebede sau armăsari.

Valurile acţionează în mod diferit la ţărm şi în larg. La ţărmurile înalte forţa de izbire fiind în jur de 30 T/m2, determină erodarea bazei ţărmului, prăbuşirea părţii superioare şi retragerea falezei. La ţărmurile joase, creasta valului se răstoarnă peste mal şi se prelinge.

Valuri de hulă


171

Valurile din larg sunt mai ales valuri de hulă. Valurile de hulă sunt produse de o perturbaţie meteorologică şi se manifestă şi după ce cauza generatoare a încetat. Aceste valuri pot apare însă şi înaintea acestei perturbaţii. Ele preced sau urmează o furtună.

Se propagă sub formă de sisteme (rânduri). În zona de formare au înălţime şi lungime mare şi pe măsură ce se îndepărtează de cauză, înălţimea scade, dar lungimea şi viteza rămân aceleaşi.

Valurile de hulă pot avea până la 400 m lungime şi 4 m înălţime. Direcţia de propagare a acestor valuri se modifică dacă întâlnesc zone cu funduri mici. În mare largă şi adâncă, indică întotdeauna direcţia vântului.

Brizanţii – sunt valuri de hulă produse de furtuni îndepărtate care întâlnesc ape puţin adânci şi se deformează crescând exagerat în înălţime. La scăderea adâncimii, crestele se răstoarnă din cauza înălţimii exagerate. Brizanţi de dimensiuni mari se formează pe coastele Australiei de Est, Californiei şi Ins.Hawaii.

Valurile seismice

Sunt valuri care se produc ca urmare a unor cutremure de pământ submarine sau a prăbuşirii unor pachete de aluviuni. În largul mării sunt greu de detectat, având lungimi de peste 100 Mm, înălţimi de câteva picioare şi viteze de până la 300 Nd.

La intrarea în ape puţin adânci, devin mai scurte dar foarte înalte – până la 30 m. Iniţial mişcarea se propagă pe verticală, de la hipocentru la epicentru (suprafaţa apei). De la suprafaţă se propagă concentric în toate direcţiile.

Primul val este cel mai înalt, cu energia cea mai mare, după care urmează o succesiune de valuri mai mici, şi apoi treptat dispar.

Perioada de formare este de 10÷40 minute. Aceste valuri se numesc tsunami. Ele parcurg distanţe mari (de exemplu 1/3 din Pacific). Sunt valuri deosebit de violente. Câteodată se observă o scădere bruscă a apei în largul mării – înaintează talpa.


172

Valurile staţionare (seişe) – sunt valuri anemobarice. Sunt caracteristice mărilor închise sau semiînchise şi se manifestă ca un fel de pendulare a masei de apă de la un ţărm la altul. Pot fi confundate de cele mai multe ori cu mareea.

Valurile interne (apă moartă) – sunt caracteristice zonelor polare şi se formează în zona de vărsare a unor fluvii (Lena, Obi, Enisei). Reduc simţitor viteza de înaintare a navelor.

Valurile navei – sunt determinate de înaintarea navei prin apă. Sunt oblice faţă de corpul navei, cu o înclinare de 15˚÷20˚. Depind de viteza navei, profilul navei şi agitaţia mării.

În zona ţărmurilor înalte, pe timpul furtunilor, pot lua naştere valuri de interferenţă, care pot atinge înălţimi de 50 m. Apa din primul val se combină la retragere cu următorul val, din această combinare rezultând un val de dimensiuni mai mari.

Curenţii marini

Curenţii marini sunt mişcări ale maselor de apă oceanice, ce transportă apa dintr-o zonă într-alta, sub influenţa unor forţe exterioare. Aceste mişcări mai sunt numite şi mişcări de translaţie.

Curenţii marini diferă ca formă, lungime şi temperatură. Particularităţile curenţilor sunt determinate de factorii generatori şi modificatori.

Factorii generatori sunt reprezentaţi de vânturile regulate şi periodice, diferenţa de densitate, convecţia liberă sau impusă şi maree.

Factorii modificatori sunt forţa Coriollis (ce influenţează direcţia curenţilor) şi forţa de frecare (ce influenţează viteza).

Ca şi valurile, curenţii marini se clasifică în funcţie de mai multe criterii :


173

a) după direcţie şi formă : - curenţi orizontali – de fund sau de suprafaţă (Bosfor, Dardanele); - curenţi verticali – ascendenţi sau descendenţi; - curenţi liniari – îşi păstrează direcţia iniţială; - curenţi circulari – se deplasează în cerc.

b) după geneză : - curenţi de fricţiune (impulsiune) – sunt generaţi de vânturile regulate şi periodice : alizee,

vânturile de vest şi musoni. Curenţii produşi de alizee şi vânturile de vest sunt curenţi de derivă. Aceştia se deplasează pe aceeaşi direcţie ca în regiunile de formare, iniţial paralel cu direcţia vântului. Când intervine forţa Coriollis, se produce o deviaţie de 45˚ dreapta în emisfera nordică. Viteza curentului de derivă (de deplasare), scade cu adâncimea. În zona temperată viteza este 2% din viteza vântului, iar în zona subpolară, viteza este 5% din viteza vântului;

În cazul în care vântul suflă peste apele mării, se exercită o frecare cu acestea din urmă, născându-se

astfel o succesiune de unde (valuri). Acestea dau naştere hulei şi valurilor. "Este afectat tot stratul lichid

superior. Masele acvatice de mari dimensiuni sunt într-o continuă mişcare. Curenţii, în cea mai mare parte, au

caracter permanent şi sunt o consecinţă a Forţei Coriolis. Coloanele de apă se prezintă sub forma unei


174

stivuiri de discuri, relativ independente unele de altele ca urmare a diferenţei de temperatură, densitate şi

salinitate. Când se manifestă vântul, se mişcă discul superior, cu direcţie dreapta în emisfera nordică. Discul

superior pune în mişcare un strat inferior (un al doilea disc). în acest caz, cel de al doilea disc se mişcă mai

lent ca discul superior şi suportă o nouă inflexiune spre dreapta. Procesul se produce în acelaşi mod cu toate

celelalte discuri puse în mişcare până la o limită unde amortizarea este totală. De obicei, limita maximă se

produce la cca. 100 m adâncime, nivel ce poartă numele de "strat Ekman". Spirala formată din succesiunea

discurilor se numeşte "spirala Ekman". Sensul mediu de deplasare a curentului este cunoscut sub numele

de "transportul Ekman" şi corespunde patului central al vântului, cu o deviaţie importantă spre dreapta în

emisfera nordică şi spre stânga în cea sudică.

În cadrul procesului de formare a curenţilor intră în joc şi densitatea apei, topografia fundului,

regularitate vântului etc. Schema generală de formare a curenţilor oferă posibilitatea înţelegerii fenomenului

de urcare a apelor de adâncime cunoscut sub numele de "pompajul Ekman".

În sectoarele din apropierea coastei occidentale a continentelor, unde suflă vânturile regulate paralele

cu ţărmul (din nord în emisfera nordică şi sud în cea sudică), ia naştere o "spirală Ekman" cu direcţie

generală de deplasare spre vest. Fenomenul se petrece când o masă de apă părăseşte regiunile costiere şi lasă

în urmă o imensă "gaură". Golul în cauză este umplut imediat cu apă provenită din adâncuri. Apele de

adâncime, mai reci, sunt bogate în substanţe minerale dizolvate care permit "explozia'" planctonului şi, în

consecinţă, creşterea cantităţii de biomasă. Din păcate, ca urmare a fenomenului amintit, ţărmurile din

apropiere deţin un climat foarte secetos.


175

Formarea up-wellingului


176

Legatura dintre up-welling şi desertificare

- curenţi de densitate – sunt determinaţi de diferenţa de densitate şi salinitate dintre două zone, apele deplasându-se din zonele cu densităţi mici spre zonele cu densităţi mari. Se mai numesc şi curenţi de compensaţie. În Bosfor, din cauza densităţii mai mari a apelor din M. Mediterană, apele din M. Neagră au sensul spre Str.Dardanele pe la suprafaţă, fiind compensate cu un curent de sens contrar la adâncime;

- - curenţi determinaţi de diferenţe de nivel – această diferenţă de nivel este determinată de

bilanţul hidrologic diferit (apa pierdută şi apa primită). Apele unde bilanţul este pozitiv (M. Baltică), au un nivel mai ridicat decât apele din zonele unde bilanţul este negativ;

- - curenţi de maree – sunt curenţi periodici, fiind alternativi sau giratorii. Curenţii alternativi

păstrează aceeaşi direcţie în prima jumătate de perioadă şi direcţie opusă în cealaltă jumătate de perioadă. Curenţii giratorii se rotesc în toate direcţiile în jurul unui punct fix. La curenţii alternativi, schimbarea de direcţie este instantanee, în timp ce la curenţii giratorii sunt greu de separat cele două faze (maree înaltă şi maree joasă). Viteza curenţilor de maree poate ajunge până la 10 Nd. Aceştia se manifestă violent în estuare şi strâmtori. În Str.Messina, 6 ore curentul are direcţia dinspre M. Ionică spre M.Tireniană, celelalte 6 ore fiind în sens invers, formându-se astfel nişte scări de maree şi vârtejuri puternice;


177

- curenţi de debit – se formează datorită aportului de ape dulci în zona de vărsare a unor fluvii, Curentul Floridei fiind în acest sens unul dintre cei mai puternici curenţi.

c) după temperatură - curenţi calzi – temperatura peste 25˚C. Apa este de culoare albastru închis. Aceşti curenţi

au salinitate mare şi majoritatea se deplasează de-a lungul paralelelor; - curenţi reci - temperatura sub 16˚C. Au culoarea verzuie datorită planctonului şi se

deplasează de-a lungul meridianelor. Determinarea elementelor de curenţi poate fi făcută cu un flotor sau cu aparatură mai

complexă : curentometru şi curentograf.

Sistemele de curenţi

Curenţii descriu ample mişcări celulare asociate deplasărilor zonale, spre est la latitudini mari şi spre vest la cele mici. La scară planetară se desfăşoară un imens curent, de suprafaţă şi de adâncime, care reuneşte apele întregului Ocean Planetar (cu excepţia Oceanului Îngheţat de Nord)


178

Dupa MANDRESCU (www.mandrescu.com), avem următoarele categorii de curenti:

Curenţii zonali

a. 1. Curenţii zonelor tropicale

Alizeele, atrase de zonele depresionare ale calmelor ecuatoriale, provoacă formarea a doi curenţi

puternici, nord şi sud ecuatoriali ce se scurg spre vest (viteza medie 60 km/zi) . Constituie piesa întregii

circulaţii oceanice a cărei axă este deplasată spre emisfera nordică. Între ei, încadrat de două strâmtori

divergente, se scurge, în sens invers, un contracurent de compensaţie produs de acumularea apelor în vestul

oceanelor. Disimetria este accentuată de transferul unei părţi a curentului sud-ccuatorial în emisfera boreală

(mai ales în Oceanul Atlantic). Cum contracurentul respectiv deţine un debit foarte mic, funcţia

compensatoare este dublată de un curent de suprafaţă voluminos, paralel, situat sub Curentul Sud-Ecuatorial.

Acest subcurent deţine trei "vene" în Oceanul Atlantic (Curentul Lomonosov) şi Pacific (Curentul

Cromwell), şi numai două în Oceanul Indian (Curentul Tare'ev).

La bordura polară, apele ating maximum de salinitate ca urmare a forţei de evaporaţie. Au tendinţa,

în ciuda temperaturii, să se scufunde în lungul convergenţei subtropicale, la contactul cu apele subpolare şi

de a respinge, în adâncime, limitele păturii calde de suprafaţă (Oceanul Austral, Oceanul Atlantic).

În Oceanul Indian sistemul curentologic situat la nord de 10° lat.S este perturbat de musoni. În

timpul iernii boreale situaţia este similară cu cea din alte oceane, dar atunci când începe musonul estival cu

provenienţă sudică, Curentul Nord-Ecuatorial este suprimat şi înlocuit de curentul musonic, dirijat spre


179

est. Contracurentul dispare, în timp ce Curentul Somaliei se răstoarnă şi-şi măreşte viteza (devine cel mai

puternic curent eolian din lume 6.9 noduri, adică 12,8 km/h).

a. 2. Curenţii Oceanului Austral

Dispariţia obstacolelor continentale permite apariţia unui curent circumpolar cu direcţie vest-est.

Se individualizează în sudul frontului subtropical. Se prezintă ca un curent de densitate-juxtapunere a apelor

subtropicale şi polare. Creează o pantă izobarică îndreptată spre sud şi un curent de impulsie sub acţiunea

vânturilor de vest. Mişcarea giratorie, în cazul de faţă, este planetară şi deţine viteze de 0,20-0,30 m/s.

Marele Curent Circumaustral este format din două mase de apă ce se scurg paralel şi care separă

frontul polar antarctic. Curentul Austral este juxtapus pe un altul, îndreptat în sens contrar şi împins de

vântul de est. Se deplasează spre vest, între o linie de divergenţă şi bordura calotei antarctice, contra căreia

apele se scufundă prin convergenţă.

b. Curenţii marginali

b. 1. Ţărmurile orientale

În acest caz pot fi definite două tipuri de circulaţie meridională: sub latitudinile subtropicale,

deficitul provocat de transferul apelor tropicale spre vest este completat de un transfer orizontal îndreptat de

la latitudinile mari spre cele mici, şi o reascendenţă a apelor de adâncime, cauzată de alizee. În emisfera

sudică, circulaţia este bine definită: apele care provin din Curentul Circumpolar, deviate spre stânga şi

impulsionate de vânturile de sud, dau naştere curenţilor Peru (Humboldt), Benguelei şi Curentului Vest-

Australian (poziţie simetrică în emisfera nordică: curenţii Californiei, Portugaliei, Canarelor). Ca urmare

a originii polare şi de adâncime, apele acestora sunt anormal de reci şi responsabile de crearea deşerturilor

costiere

Sub latitudinea temperată a emisferei nordice, apele tind să alunece spre pol. Mişcarea afectează

deriva nord-pacifică şi nord-atlantică, ale căror terminaţii penetrează spre regiunile arctice: curenţii Alaska,

Aleutine, Norvegiei. Transferul de ape calde, ajunse la latitudini mari. se face lent (zeci de ani pentru a

ajunge în Marea Barents).

b. 2. Ţărmurile occidentale


180

În emisfera nordică, curenţii polari şi reci se deplasează departe în sud: în Oceanul Atlantic curenţii

Labrador, Est-Groenlandez, care transportă iceberguri şi bucăţi de banchiză , intră în contact cu apele calde

şi albastre ale Curentului Golfului; în Oceanul Pacific, Curentul Oya Shivo, ce se desfăşoară pe coastele

Siberiei Orientale şi atinge insulele septentrionale ale Japoniei, intră în contact cu apele calde şi albastre

ale Curentului Kuro Shivo.

Curentul Golfului şi Curentul Kuro Shivo sunt ramuri de retur ce provin din curenţii zonelor

tropicale deviaţi spre continente. Curenţii de descărcare devin originali faţă de ansamblul circulaţiei

oceanice datorită căldurii, vitezei ridicate, debitului ridicat şi traseului instabil şi sinuos. Cel mai

important este Curentul Golfului (Gulf Stream), cu cel mai mare debit (80 (55) mil. m3/s), deoarece la

crearea lui contribuie alizeele şi vânturile de vest. Ca efect topografic, se instalează, pe flancul stâng, un

contracurent de retur cu formă circulară. Se lărgeşte spre aval, se divide în mai multe ramuri şi dispare la

40° long.V.

Curentul Golfului şi Curentul Kuro Shivo se prelungesc spre est, prin intermediul derivei nord-

atlantice şi nord-pacifice, cu mişcări complexe ca urmare a divergenţelor sezoniere.

Acceleraţia curenţilor occidentali din emisfera nordică este puternică. În emisfera sudică, datorită

extinderii cuvetelor oceanice şi a puterii reduse de schimb de-a lungul meridianelor, se împiedică

realizarea unui dispozitiv similar. Curenţii reci, care se îndreaptă spre latitudini mici, au importanţă

redusă, cu excepţia Curentului Falkland care transportă iceberguri până în dreptul localităţii Rio de Ia

Plata. Curenţii Acelor, Braziliei şi Est-Australian sunt omologii Curentului Golfului, dar la o scară mai

mică.

Orientările curenţilor în oceanele planetare pot fi schiţate în modul următor.


181


182

În Oc. Atlantic, Golfstream este un curent foarte puternic, cu o salinitate de 36÷37‰, lăţime de 500 km, adâncime 1000 m, fiind un adevărat fluviu în ocean. La contactul lui cu apele reci ale C. Labrador, se află una dintre cele mai bogate zone de pescuit.

Compensarea apelor C. Angolei se face de la adâncime şi din C. Vânturilor de vest.

Este demn de reţinut faptul că sub C. Ecuatorial contrar, de-a lungul lui s-a găsit un curent de acelaşi sens.

În Oc. Pacific, un fenomen neelucidat până acum, şi care influenţează serios fenomenele hidrometeorologice din zonă, este fenomenul El-Niñho.


183

Fenomenul de maree. Mareele teoretice şi mareele efective. Terminologia folosită în navigaţie pentru maree. Calcule de maree pentru porturile principale. Utilizarea diagramelor pentru rezolvarea problemelor de maree la intrarea navelor în porturi. Calcule de maree pentru porturile secundare. Temperatura, salinitatea şi densitatea apei de mare. Distribuţia regimului termosalin în Oceanul Planetar şi influenţa acestuia asupra navigaţiei. Gheţurile marine: aisbergurile şi câmpurile de gheaţă. Informarea asupra gheţurilor marine. Depunerile de gheaţă pe corpul navei. Navigaţia în zone cu gheţuri marine

Mişcările periodice (Mareele). Terminologia folosită în navigaţie pentru maree.

Mişcările periodice ale apelor oceanice sunt reprezentate de maree. Mareele sunt mişcări oscilatorii periodice ale apelor oceanice, în care, datorită atracţiei lunare şi solare, fiecare particulă de apă se deplasează pe o orbită eliptică determinând o mişcare de ridicare şi coborâre a apelor în larg şi de înaintare şi retragere la ţărmurile joase.

Mareele sunt reprezentate printr-o mişcare de înălţare a apei denumită flux (maree înaltă, apă inaltă) şi o mişcare de coborâre numită reflux (maree joasă, apă joasă).

În largul oceanului, fluxul înseamnă creşterea nivelului iar refluxul, scăderea nivelului. La ţărmurile joase se manifestă prin înaintarea pe uscat a apei, la flux, şi prin retragerea apei la reflux. În larg, nivelul apei creşte cu 2÷3 m, fiind practic insesizabil de către navele în marş, pe când la ţărm (mai ales la cele înalte) în anumite regiuni, nivelul poate creşte până la 19,6m.(Baia Fundy /Canada)

Dintre cei doi factori generatori, Luna şi Soarele, atracţia cea mai puternică o are Luna, care este mai aproape de Pământ.

Principalele elemente de maree sunt :


184

τ-perioada

maree înaltă

amplitudine

înălţimea mareei înalte

nivel mediu

maree joasă

înălţimea mareei joase

nivelul 0 al hărţii

Perioada este intervalul de timp dintre două maree înalte (joase) succesive.

Durata este jumătatea perioadei (în cazul mareelor regulate), şi reprezintă intervalul de timp dintre mareea înaltă şi cea joasă.

Amplitudinea mareei: diferenţa de nivel între o maree înaltă şi o maree joasă;

Înălţimea mareei joase: diferenţa de nivel între nivelul mareei joase şi nivelul zero

al hărţii;

Înălţimea mareei înalte: diferenţa de nivel între nivelul mareei înalte şi nivelul zero

al hărţii;

Amplitudinea, durata şi înălţimea sunt elementele care variază cel mai mult dintre toate, cel mai important fiind amplitudinea. Aceasta variază în funcţie de fazele Lunii, declinaţia aştrilor şi distanţa de la Pământ la cei doi aştri.


185

Variaţia în funcţie de fazele Lunii

Când cei trei aştri se află la conjuncţie (Lună nouă) sau în opoziţie (Lună plină), deci Luna se află la sizigii, unei maree înalte produse de Lună îi corespunde o maree înaltă solară. Din compunerea acestora va rezulta o maree de amplitudine maximă, numită maree de sizigii (maree vie). care au amplitudini neobişnuit de mari. Ele au loc aproximativ de două ori pe lună, la un interval de 11 zile şi ¾.

La cuadratură, când Pământul, Luna şi Soarele formează un unghi drept, la primul şi al doilea pătrar, unei maree înalte produsă de Lună, îi corespunde o maree joasă produsă de Soare. Va rezulta o maree de amplitudine minimă, numită maree de cuadratură (apă moartă).

Amplitudinea scade de la luna nouă la primul pătrar şi între lună plină şi al doilea pătrar, şi creşte progresiv între primul pătrar şi lună plină şi de la ultimul pătrar la lună nouă.

Faţă de mareea medie, mareea de sizigii este cu 20% mai mare iar mareea de

cuadratură este cu 20% mai mică

P L S - Conjuncţie

L P S- Opoziţie


186

Variaţia în funcţie de declinaţia aştrilor

Când declinaţia unui astru este egală cu zero, axa mare a elipsoidului de maree se suprapune peste planul ecuatorului ceresc. Astfel, vom avea maree de amplitudini egale la aceleaşi latitudini.

Când declinaţia este diferită de zero, la ecuator şi la poli mareele au aceeaşi amplitudine, dar de la ecuator inegalitatea creşte până la latitudinea a cărei valoare este egală cu declinaţia.

Variaţia în funcţie de distanţa dintre Pământ şi cei doi aştri

Când Luna se află pe orbita sa la punctul cel mai apropiat de Pământ- la perigeu-

forţa sa generatoare de maree este mult mai mare decât forţa medie şi se formează mareele de perigeu, care au amplitudine cu 15-20% mai mare decât mareea medie. Intervalul de timp de la un perigeu la altul este de aproximativ 27,5 zile.

Când Luna se situează în punctul cele mai îndepărtat de Pământ – la apogeu-mareele rezultate, numite maree de apogeu, au amplitudini mai mici cu 20% decât

mareele medii.

Dacă mareele de perigeu se suprapun mareelor de sizigii, amplitudinea lor va fi

extrem de mare iar dacă mareele de cuadratură se suprapun mareelor de apogeu,

amplitudinea este extrem de mică.


187

La periheliu amplitudinea mareelor este mai mare cu 10% decât la afeliu.

În 24h50m, în majoritatea zonelor de pe glob se produc două maree înalte şi două maree joase, cu o perioadă de 12h25m.

În funcţie de înălţimea mareelor, amplitudine şi durată, se face clasificarea mareelor :

maree semidiurne regulate – au două fluxuri şi două refluxuri de amplitudini egale. Sunt caracteristice în vestul Europei şi estul Americii de Nord;

maree semidiurne neregulate – tot cu două maree înalte şi două maree joase, dar de amplitudini inegale, în funcţie de declinaţia Lunii;

maree diurne – sunt formate dintr-o singură maree înaltă şi una joasă, datorită influenţei majore a Soarelui, determinate de inegalităţile diurne, sub influenţa declinaţiei aştrilor. Astfel de maree au loc în Golfurile Mexic, Persic, Aden;

maree mixte – la declinaţii mici ale Lunii se produc două maree înalte şi două mare joase, iar la declinaţii mari al Lunii se produc o maree înaltă şi o maree joasă. Aceste maree se produc în Australia, E şi SE Asie şi în insulele pacifice;

Un alt tip de maree sunt mareele fluviale. Acestea se produc la pătrunderea undei mareice pe gura de vărsare a unor râuri sau fluvii. Pătrundere undei mareice determină forma gurii de vărsare (ca o pâlnie). Această undă produce un zgomot infernal la înaintare, având aspectul unei bare, cu partea frontală abruptă şi spumegând (întoarcere unei părţi a apei fluviale în amonte). Acest fenomen se numeşte proroca (Amazon), bora (Tamisa), mascaret (Sena).

Unda mareică are o înălţime de 8 m, o viteză de aproximativ 22 Nd şi pătrunde în interior pe o distanţă de până la 250 Mm, zgomotul produs fiind caracteristic.

Pe Tamisa, unda are înălţimea de 3 m, şi pătrunde 100 km, până la Londra. Pe Huang He, are o înălţime de 4 m, 15 Nd viteză şi pătrund 350 km în interior. Pe Gange, are o înălţime de 3 m, şi pătrunde 160 km în interior.

Amplitudinea mareelor este maximă la intrarea pe fluviu şi scade spre amonte, datorită pierderii energiei prin frecarea de mal şi de fundul albiei, dar şi datorită curentului fluvial.

Fenomenul mareic se produce la anumite ore, în diferite puncte ale oceanului. În acest scop s-au construit hărţi cu izolinii numite linii cotidiale care reprezintă punctele în care mareea se produce la aceeaşi oră. Pe aceste hărţi sunt trecute şi punctele amfidronice către care se îndreaptă unda (valul) mareic într-o anumită zonă. Astfel, în M. Nordului există trei astfel de puncte.


188

Mareea înaltă sau joasă nu se produc întotdeauna când Luna se găseşte deasupra meridianului locului. Se pot produce mai înainte sau mai târziu, de la câteva ore la câteva zile. Această întârziere faţă de momentul astronomic se numeşte vârsta mareei. În Golful Rio de La Plata, se semnalează o întârziere de 2 zile faţă de momentul actual.

Cele mai puternice maree se formează în NE Americii de Nord, la B.Fundy în apropiere de Golful Sf.Laurenţiu, unde se înregistrează valori de 19,6 m.

Valori mari al mareelor se înregistrează şi în M. Albă – 16,8 m, în SE Americii de Sud (în Argentina) – 14,2 m, pe coastele Franţei – 9÷12 m, pe coastele de SE ale Angliei – 6÷9 m. În Franţa se găsesc două dintre primele centrale mareice construite în lume : Rance şi Mont St.Michel, cu turbine rotative în ambele sensuri.

Terminologia folosită în navigaţie pentru maree.

In cele urmează se prezintă termenii utilizati in navigatie pentru maree atât ij limba română cat şi in limba engleză in cadrul hărţilor, cărţilor pilot, tablelor de maree, etc.

Apă inaltă, AI (high water, H.W.). Nivelul maxim al apei atis la mareea inaltă (rise)

Apă joasă, AJ (low water, LW).Nivelul mimim al apei la mareea joasă(fall)

Amplitudinea mareei (range of the ride). Diferenta de nivel dintre apa inalta şi apa joasă imediat următoare

Maree de sigizii (sprig tides).Mareele care se produc după Luna nouă sau luna plină la un interval egal cu varsta mareei.

Maree de cuadratură (niep tides). Mareele care se produc după primul şi ultimul pătrar la un interval de timp egal cu varsta mareei

Nivelul de referinta al sondajelor sau nivelul zero hartă (chart datum).Nivelul mării fata de care se indică adancimele in hartile marine. Fata de acesta se indică nivelurile mareelor (fidal levels)cat si inaltimile diferitelor forme de relief care periodic sunt acoperite cu apă sau apar la suprafata Prin intelegeri internaţionale s-a stabilit ca acest nivel sa fie cel la care nivelul mării „să nu coboare in mod frecvent sub acesta”

Înălţimea mareei-(heigh of the side) –înălţimea la un moment dat deasupra nivelului zero din hartă.Înălţimea mareei este corectia ce trebuie aplicată adancimii indicată in punctul unde se află nava pentru a obtine adancimea apei in acel moment.Acesta este pozitivă cand nivelul


189

mareei este dessupra nivelului zero din hartă , iar in situaţii exceptionale cand este sub acest nivel, ea este negativă.

Nivelul mediu al apei (mean water level) –reprezinta acel nivel mediu al apei la un anumit stadiu al mareei, distingandu-se :

-Nivelul mediu al apei inalte la sigizii (mean hight water springs- MHWS

-Nivelul mediu al apei joase la sigizii (mean low water springs- MLWS

-Nivelul mediu al apei inalte la cuadratură (mean hight water neaps- MHWN

-Nivelul mediu al apei joase la cuadratură (mean low water neaps- MLWN


190

Mareele teoretice şi mareele efective

Mareea teoretică este acea maree care s-ar produce datorită unor multiple forţe, în cazul unui Pământ ipotetic, sferic şi complet acoperit cu apă.

Mareea efectivă este mareea influenţată de distribuţia inegală a apei şi uscatului, de adâncimea diferită, de forma reliefului submarin şi de configuraţia coastei.

Cele mai apropiate maree de cele teoretice se produc între 50˚S şi coastele Antartidei.

Consecinţele mareelor sunt :

- acţiune de modificare a ţărmului, datorită variaţiilor de nivel şi curenţilor pe care îi provoacă;

- rol de igienizare a unor zone semiînchise – cum ar fi de exemplu laguna Veneţiei; - energia electrică obţinută, prin centralele mareo-motrice – 27 de centrale; - pentru navigaţie, facilitează intrarea în porturi a navelor cu pescaj mare : Rotterdam,

Hamburg, Londra.


191

Calcule de maree pentru porturile principale. Utilizarea diagramelor pentru rezolvarea problemelor de maree la intrarea navelor în porturi. Calcule de maree pentru porturile

secundare

Calculele de maree pentru porturile principale se bazează pe faptul că pentru anumite locuri ale globului mareele au caracteristici principale comune , astfel incat orele apelor inalte si joase sunt despărţite la intervale de timp constante iar inăltimele sunt menţinute in raporturi determinate , numite diferente de maree (tidal diferences) sau constante de maree (tidal constants)

Diferentele de maree dintre dintr-o serie de porturi standard (standard ports) şi un număr mare de porturi secundare (secondary ports) mai apropiate sau mai depărtate de primele, se determină pe bata unor studii şi observatii laborioase.

Prevederea mareelor dintr-un port secundar se realizează prin corectarea datelor ce definesc mareea din portul standard in funcţie de diferentele de maree din cele 2 porturi.

Tablele de maree (Tides table) conţinute in partea a III-A din Brown,s Nautical Almanah (B.N.A.) ofere posibilitatea prevederii mareei in majoritatea porturilor lumii. ”Tides table” din BNA contine 3 parti


192

(vezi Tratatul de Navigaţie maritimă – Gheorghe BALABAN, pag 817-831)

Ex ptr o anumita luna şi an (decembrie 1973) a portului CARDIFF

b – Utilizarea tablelor de maree pentru porturile secundare


193

Ora apelor inalte la Anvers se determina astfel ptr ziua de 16 12.1973

ORA AI la Flushing 16 dec .am..............................................................=06h. 27m

ORA AI la Flushing 16 dec .pm..............................................................=18h. 54m

Diferenta de timp pentru Anvers………………………………………..=2h. 10m

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

ORA AI pentru Anvers 16 dec .am..............................................................=08h. 37m

ORA AI pentru Anvers 16 dec .pm..............................................................=21h. 04m


194

§.14 PROPRIETĂŢILE FIZICO-CHIMICE

ALE APELOR MARINE

Principalele proprietăţi fizico-chimice ale apelor marine sunt :

temperatura apei; salinitatea apei; densitatea apei; transparenţa şi culoarea; gheţurile marine.

Temperatura apei marine

Datorită compoziţiei sale, apa de mare are o căldură specifică mare şi deci o capacitate mare de a reţine căldura. Apa poate fi considerată un acumulator de căldură pe care o distribuie zonelor învecinate şi determină micşorarea amplitudinilor din zonele litorale.

Încălzirea şi răcirea apelor este influenţată de următorii factori :

• radiaţia solară – între suprafaţa mării şi 1m adâncime, este absorbită 80% din cantitatea de radiaţie, restul de 20% încălzeşte stratul până la aproximativ 50m;


195

• curenţii – cei orizontali transportă apele dintr-o zonă caldă, iar cei verticali omogenizează apele prin amestec;

• vânturile; • latitudinea; • apele de pe continent.

Temperatura apei la suprafaţă

Variază între –2˚÷32˚C, putând ajunge în mările tropicale până la 36˚C.

Temperatura medie pe glob a apelor oceanice este de 17,2˚C. Pe emisfere : în emisfera N, temperatura medie este de 19˚C, pe când în emisfera S este de 16˚C.

Pe latitudine :

zona ecuatorială : 25˚÷27˚C; zona temperată : 9,5˚÷13˚C; zona circumpolară : –1,7˚C.

Cele mai calde mări sunt : G. Persic cu 35˚C, M. Roşie cu 34˚C, G. Mexic cu 32˚C.

Temperatura prezintă variaţii zilnice şi anuale Variaţiile zilnice se caracterizează printr-o maximă între orele 15h÷17h, şi o minimă între

orele 4h÷8h. Amplitudinea are valori mici : 1˚C la ecuator şi 0,1˚C la poli. Variaţia anuală se caracterizează printr-o maximă la sfârşitul lunii august şi o minimă la

sfârşitul lunii februarie. Amplitudinea anuală maximă se întâlneşte la latitudini de 40˚N şi este de 10˚C, datorită

suprafeţei mari ocupată de uscat în această zonă. Se observă anomalii deosebite datorită curenţilor, anomalii pozitive în vestul oceanelor şi

negative în est.

Temperatura apei pe verticală

Amplitudinea temperaturii scade cu adâncimea, de la 10˚C la suprafaţă la 5˚C la 100m adâncime. În mod normal, temperatura ar trebui să scadă cu adâncimea, dar sunt şi excepţii.


196

Funcţie de temperatură şi variaţia temperaturii în diferite straturi, se întâlnesc mai multe tipuri de stratificare termică.

Stratificare termică directă

Este caracteristică latitudinilor tropicale.

17,5˚ 25˚

0 t [˚C]

strat cvasiomogen

200

strat activ (import.

ptr. submarine)

strat de salt termic

1500 2˚÷3˚/1m (termoclină)

H [m

Stratificare mixtă 17,4˚C

Este caracteristică latitudinilor medii. 0

Vara – stratificare termică directă. t[˚C]

Iarna – stratificare termică inversă. 200

Iarna vara

1500


197

H [m]

La latitudini polare se întâlneşte stratificarea 0˚ t

termică mixtă, dar în jurul valorii de 0˚C.

iarna var

H

În Oc. Îngheţat şi în jurul Antartidei apare 0 t

o anomalie numită dileotermie.

-1,5˚÷-1,7˚

200

0˚÷2˚

900

ape foarte reci


198

Variaţie euxinică (în M. Neagră). 2˚ 8˚ 25˚ t

50

vara

175

H [m]

Temperatura apei influenţează clima suprafeţei învecinate. Temperatura apei influenţează vietăţile din ea.

Salinitatea apei marine

În apa de mare se întâlnesc 32 de compuşi chimici. Prin salinitate se înţelege cantitatea de săruri existentă într-un litru de apă (sau promile – ‰).

Dintre compuşii chimici, predomină clorurile, sulfaţii, carbonaţii şi bicarbonaţii. Dintre elementele chimice, ionul de clor se găseşte în proporţie de 55%, ionul de sodiu în proporţie de 36%, magneziul în proporţie de 3,7%.

Indiferent de salinitate, ionul de clor îşi păstrează concentraţia, ceilalţi variind.

Salinitatea medie a oceanului planetar este de 34,4‰. Ea depinde de evaporare, vânturi, precipitaţii şi aportul de ape dulci de pe continent.


199

Pe latitudini : apele ecuatoriale au salinitatea între 34÷35,5‰; apele tropicale au salinitatea până la 37‰; apele temperate şi polare până la 32‰.

Salinitatea variază între 5÷42‰ în mări. M Baltică are 5‰, M. Roşie şi G. Persic peste 40‰. Pe oceane, pe primul loc se situează Oc. Atlantic urmat de Oc. Indian, Oc. Pacific Oc. Îngheţat.

Salinitatea mărilor variază în funcţie de legătura cu oceanul, condiţiile climatice şi hidrologice.

Mările se grupează în două categorii :

Mări salmastre – cu salinitatea mai mică de 24,7‰; Din această categorie fac parte : M. Baltică, M. Albă, M. Botnik şi Finik, M. Neagră (18÷22‰);

Mări sărate – cu salinitatea mai mare de 24,7‰; M. Mediterană, M. Roşie, G. Persic.

24,7‰ reprezintă salinitatea la care temperatura de îngheţ este de –1,332˚C şi temperatura densităţii maxime este de –1,332˚C.

Liniile care unesc punctele de aceeaşi salinitate, se numesc izohaline.

În majoritatea regiunilor de pe glob, salinitatea creşte spre adâncime, excepţie făcând zona tropicală în care salinitatea scade până la 1500m de unde rămâne constantă.

În funcţie de repartiţia temperaturii şi salinităţii, se pot delimita mase de apă cu proprietăţi diferite :

ape costiere – puţin sărate şi calde; ape superficiale de larg – mai sărate şi calde; ape de adâncime – sărate şi reci.


200

Gradienţi termosalini – reprezintă raportul dintre diferenţa de temperatură şi salinitate pe unitatea de adâncime sau de distanţă. Ei pot fi şi verticali şi orizontali.

Densitatea apelor marine

Densitatea reprezintă raportul dintre greutatea unităţii de volum de apă de mare la temperatura sa şi greutatea unităţii de volum de apă distilată având temperatura de 4˚C.

Densitatea se exprimă în [g/cm3].

Densitatea variază în funcţie de temperatură, salinitate şi presiune hidrostatică (adâncime) astfel : la fiecare 10m presiunea creşte cu 1atm.

Densitatea creşte proporţional cu salinitatea şi adâncimea şi scade proporţional cu temperatura.

Apele cele mai dense sunt apele reci, sărate şi adânci. Densitatea în ocean variază între 1,0220÷1,0275, iar în mări între 1,0040÷1,0280.

La suprafaţă densitatea creşte cu latitudinea, dar în zonele în care se varsă ape continentale şi în mările interioare valoarea densităţii este mică.

Liniile care unesc punctele de egală valoare de densitate se numesc izopicne.

Variaţia densităţii pe verticală este inversă temperaturii. Grafic, aceasta se reprezintă astfel

0 ρ [g/cm


201

H[m]

Diferenţa de densitate creează o mişcare de convecţie care tinde să omogenizeze apa. Este caracteristică mai ales anotimpului de iarnă şi anotimpurilor de tranziţie.

Stratul de la suprafaţă se răceşte, este mai dens, mai greu şi coboară, locul lui fiind luat de ape mai puţin dense.

Metode de determinare a acestor elemente

Temperatura apei la suprafaţă se determină cu ajutorul unui termometru obişnuit care este

amplasat într-o montură metalică pentru a fi protejat de lovituri.

Pentru determinarea temperaturii în adâncime, se foloseşte termometrul reversibil care este de obicei montat pe o butelie Nansen (batometru).

Pentru înregistrarea variaţiei temperaturii cu adâncimea, se foloseşte termobatigraful.

Salinitatea şi densitatea se determină fie analitic fie instrumental.

Transparenţa şi culoarea apei de mare

Transparenţa depinde de cantitatea de materie organică şi anorganică aflată în suspensie, de curenţi, temperatură şi salinitate.


202

Substanţele organice şi anorganice provin din sedimentele fine aduse de apele continentale sau din descompunerea microorganismelor.

Transparenţa creşte odată cu creşterea salinităţii şi temperaturii.

Materiile în suspensie se depun mai repede în apa caldă decât în cea rece.

Deoarece transparenţa are valori relativ mici, apa de mare nu este un mediu optic pur; poate fi pătrunsă de razele luminoase până la adâncimi mici. Limita se consideră a fi valoarea de 220m adâncime. Sub această valoare apa devine opacă.

Transparenţa se poate determina cu ajutorul discului Secchi – care este un disc cu diametrul de 30cm, de culoare albă, prins în trei puncte cu ajutorul unei saule şi având o greutate în partea inferioară. Acest disc se lasă în bordul umbrit al navei, atunci când nava se află în derivă.

Cea mai mare transparenţă se întâlneşte în M. Sargaselor – 79m. Valoarea medie pentru Oc. Atlantic este de 66m, pentru Pacific – 50m, pentru Indian – 42m, pentru Oc. Îngheţat – 20m.

În Marea Neagră vizibilitatea variază între 1÷25m.

Valoarea transparenţei este influenţată şi de curenţi, astfel că în regiunile calde, la latitudini mici, datorită curenţilor reci, transparenţa este scăzută.

Culoarea apei de mare este legată de transparenţă şi este determinată de culoarea cerului, înălţimea Soarelui deasupra orizontului, ora observaţiei, gradul de agitaţie al mării, materiile în suspensie şi structura şi adâncimea fundului mării.

În mod normal, culoarea mării ar trebui să fie albastră, pentru că din spectrul solar al razelor care intră sau ajung la suprafaţa mării, radiaţiile albastre sunt reflectate şi difuzate în apa mării.

În unele mări sau regiuni oceanice, culoarea este determinantă în funcţie de microorganismele sau sedimentele de o anumită culoare :

în Marea Roşie, algele roşii sunt cele care dau culoarea; la Capul Horn, aceeaşi culoare roşie se datorează unor crustacei mici; în Golful Californiei, apa are culoarea brună datorită diatomeelor; în Marea Galbenă, apa are culoarea galbenă datorită löess-ului adus de Fluviul Huang

He; în zonele coraligene, apa are culoarea verde; culoarea Mării Negre diferă de la ţărm spre larg, trecând de la galben-cenuşiu, verde-

măsliniu la albastru spre larg.


203

Determinarea culorii se face cu scala Forel sau fotometric.

Scala Forel este formată dintr-o cutie cu 21 de eprubete, pline cu soluţii în culori de la albastrul mării la brun (21), soluţii care au fost obţinute din amestecul a două soluţii extreme : sulfat de cupru şi cromat de potasiu.

Scala Forel se foloseşte cu ajutorul discului Secchi, pe care se aşează. La jumătate din valoarea transparenţei, una dintre eprubete nu se va mai vedea atunci când se vizualizează cu luneta specială.

La transparenţe mari, corespund numere mici ale soluţiei din scala Forel, iar la transparenţe mici, corespund numere mari.

Apele tropicale au întotdeauna culoarea albastră, iar apele polare au culoarea verde datorită fitoplanctonului.

Gheţurile marine

Gheţurile ocupă 15% din suprafaţa oceanului planetar. Ele se formează şi se întâlnesc la latitudini medii şi mari.

Gheţurile se împart în două categorii :

a) gheţuri formate prin îngheţarea apei de mare; b) gheţuri de origine continentală – iceberg-uri.

a) Gheţuri formate prin îngheţarea apei de mare

Gheaţa de mare se formează prin scăderea temperaturii până la punctul de îngheţ, în funcţie de salinitate şi prezenţa nucleelor de salinizare. La 24,7‰ salinitate, temperatura de îngheţ este de –1,3˚C, iar la 32‰ (Oc. Îngheţat) temperatura este de –1,7˚÷–2˚C.


204

Gheaţa de mare este sărată, dar cu un conţinut de săruri mai mic decât al apei din care provine. De asemenea, are o structură poroasă datorită bulelor de aer ce se găsesc în masa gheţii. Este elastică.

Se formează în mai multe etape : în jurul nucleelor de cristalizare se formează ace de gheaţă (năboi), apoi acestea unindu-se formează sloiuri mici ce plutesc deasupra apei. La căderea zăpezii, aceste sloiuri mici se unesc şi formează o masă de gheaţă ce poate ocupa suprafeţe considerabile.

Gheaţa de mare se dezvoltă mai întâi la suprafaţă şi apoi la adâncime, mai întâi în apropierea ţărmurilor şi apoi în larg. Dacă vântul suflă dinspre uscat, gheaţa se desprinde de ţărm; dacă vântul suflă dinspre larg, gheaţa de la mal şi gheaţa în derivă sunt împinse spre ţărm şi formează un zid de gheaţă.

Grosimea gheţii este în funcţie de durata de menţinere a temperaturii scăzute. În 24h poate creşte cam până la 2cm.

În zonele polare, când ating 30÷35 cm, masele de gheaţă crapă, formând canale şi blocuri de gheaţă. Gheaţa se menţine de la un an la altul, creşte în grosime şi se transformă în banchize şi bacuri polare cu grosimi de până la 5m.

Blocurile de gheaţă se pot deplasa sub acţiunea vânturilor şi curenţilor, cu o viteză mai mică de 50 de ori decât a vântului, numindu-se gheţuri în derivă.

b) Gheţuri de origine continentală

Iceberg-urile sunt blocuri de gheaţă de origine continentală, ce provin din ruperea gheţarilor continentali din Groenlanda, Islanda şi Antartida.

Dimensiunile lor pot ajunge până la 300km2. Sunt formaţi din gheaţă sticloasă, foarte rezistentă, apa rezultată din topirea lor fiind apă dulce.

Fiind formaţi din apă dulce, prin îngheţare se produce o creştere de volum cu aproape 9% şi de aceea 1/10 este la suprafaţă şi 9/10 sub nivelul apei.

Iceberg-urile pot avea diferite forme, cele mai întâlnite fiind sub formă tabulară (cu margini netede), caracteristice fiind iceberg-urile din Antartida, sub formă de dom şi sub formă piramidală, cu multe colţuri, cu formă neregulată ce se prelungeşte şi sub apă.


205

Răspândirea iceberg-urilor este în funcţie de condiţiile climatice şi curenţii marini. Vara, limita este mai înspre nord sau mai spre sud, în schimb iarna, limita coboară la latitudini mici – până la 40˚N.

Iceberg-urile pot ajunge până la 38˚N – New York, dar în emisfera sudică nu au depăşit limita de 55˚ latitudine.

Poziţia şi răspândirea gheţurilor se determină cu staţiile de radio locaţie, iar în Atlanticul de Nord, cu ajutorul Patrulei Internaţionale a Gheţurilor, ce aparţine S.U.A. Taxa pentru informaţiile acestei patrule este plătită de statele semnatare ale Convenţiei din 1960 privind Siguranţa Vieţii pe Mare. Obiectivul principal este avertizarea navelor asupra limitelor gheţurilor şi dimensiunilor iceberg-urilor din Atlanticul de Nord. Sediul patrulei se găseşte la Grand Banks (Newfoundland).

Sunt transmise hărţi în facsimil pentru zona din apropierea gurii canalului şi avertismente de 2 ori pe zi. Când este necesar se emit buletine speciale.

Rapoartele de la nave sunt primite de patrulă, sunt prelucrate şi apoi retransmise navelor din zonă. Navele trebuie să transmită poziţia, drumul navei şi viteza, vizibilitatea în mile marine, temperatura aerului, a apei, direcţia şi viteza vântului precum şi poziţia aproximativă a gheţurilor.

La pătrunderea în zonele cu gheţuri, se vor lua ca măsuri reducerea vitezei navei, închiderea porţilor etanşe, pregătirea pompelor şi materialelor pentru gaură de apă şi tragerea în interior a spadei loch-ului. Se va întări de asemenea şi veghea.

La stabilirea drumului în zonele cu gheţuri, trebuie să se aibă în vedere mai multe consideraţii : posibilităţile de penetrabilitate, fenomenele de maree şi curenţii.

Pătrunderea în zonele cu gheţuri se face cu viteze mici pentru a micşora şocul sub vântul gheţii. După ce prova a intrat, se măreşte viteza în funcţie de starea gheţii.

Apropierea unui iceberg poate fi indicată de radar, de scăderea temperaturii aerului şi a apei, scăderea salinităţii. Pe cer senin, orizontul de deasupra este luminat şi noaptea şi ziua. Pe timp de ceaţă, iceberg-urile apar ca siluete întunecate. Sub vântul unui iceberg, marea este calmă.

Materialele (documentele) referitoare la gheţuri, albumele şi atlasele de gheţuri, atlasele climatologice, avertismentele de gheţuri primite de la alte nave, cărţile pilot şi toate materialele privitoare la limita, frecvenţa şi direcţia de deplasare a acestor gheţuri, trebuiesc studiate înainte de intrarea în aceste ape. –TEMĂ STUDIU BIBLIOGRAFIE- Tratatul de Navigaţie maritimă – Gheorghe BALABAN, pag 859-864)


206

Meteorologie oceanica

Documents

Transcript of Meteorologie oceanica