Obiectul meteorologiei. Istoric. Metode de cercetare

Meteorologia este o ramură a ştiinţelor geofizice care se ocupă cu studiul atmosferei atât sub raportul însuşirilor fizice, structurii şi compoziţiei sale cât şi sub cel al proceselor şi fenomenelor care au loc în cuprinsul ei. Termenul de meteorologie provine din limba greacă ( meteoron – fenomen atmosferic, logos- ştiinţă, cunoaştere) .

Primele noţiuni de meteorologie datează din timpul antichităţii greceşti. Aristotel este autorul primului tratat de meteorologie, realizat însă cu mijloace rudimentare de observaţie şi cu un număr redus de observaţii concrete.

Epoca Marilor Descoperiri Geografice reprezintă o etapă importantă a dezvoltării cunoştinţelor de meteorologie. În expediţiile navigatorilor au fost realizate primele observaţii asupra alizeelor, musonilor, furtunilor tropicale şi altor fenomene atmosferice cu specific local.

În Epoca Renaşterii se pun bazele meteorologiei instrumentale. Din această perioadă datează: primul termometru ( Galileo Galilei 1597), primul barometru cu mercur (Evangelista Torricelli 1643), barometrul cu mercur (R.Hooke 1673), prima scala termometrică (1665-C. Huygens), primul higrometru cu fir de păr (H.B.de Saussure 1783), primul anemometru (J. Woltzmann 1790).

După Războiul Crimeei(1854-1856), când o mare parte a flotei militare franceze a fost distrusă de o furtună iscată în Marea Neagră, guvernul francez a dat dispoziţii prin care se cerea elaborarea unor metode de prevedere a vremii.

În acastă etapă a istoriei dezvoltării meteorologiei încep să se organizeze reţelele de staţii meteorologice în mai multe state din Europa vestică, de asemenea se descoperă legi noi referitoare la unele procese şi fenomene atmosferice şi se realizează primele hărţi meteorologice.

În a doua jumatate a secolului al XIX-lea apar şi primele institute meteorologice, primele servicii de prevedere a timpului iar meteorologia devine ştiinţă de sine stătătoare, cu obiect şi metode de cercetare proprii.

Principala metodă de cercetare în meteorologie este reprezentată de observaţia meteorologică,cu ajutorul căreia se obţin date referitoare la desfăşurarea în condiţii reale a proceselor şi fenomenelor atmosferice. Observaţiile se pot realiza vizual (în cazul determinării tipului norilor, a precipitaţiilor, a unor fenomene) sau instrumental ( cu ajutorul aparaturii ci citire directă şi a celei cu înregistrare grafică).

Alături de observaţia meteorologică, în cercetarea meteorologică se utilizează şi metoda experimentului, cu ajutorul căreia se pot cerceta procesele şi fenomenele meteorologice în condiţii de laborator, create şi dirijate în funcţie de scopul urmărit.

Observaţiile meteorologice pot fi: orare, sinoptice ( care se fac din 3 în 3 ore), climatologice (din 6 în 6 ore) sau experimentale ( care se realizează ori de câte ori este nevoie).

Principalele ramuri ale meteorologiei sunt: Meteorologia generală sau fizica atmosferei- studiază legile genezei şi

dezvoltării fenomenelor fizice din atmosferă; Meteorologia sinoptică – studiază legile evoluţiei proceselor atmosferice în

scopul prevederii vremii;

Meteorologia dinamică – studiază procesele dinamice şi termodinamice din atmosferă prin metode fizico-matematice;

Actinometria sau radiometria – se ocupă cu studiul fluxurilor de energie radiantă din atmosferă;

Aerologia - studiază procesele şi fenomenele atmosferice din straturile înalte; Micrometeorologia – studiază stratul de aer inferior, situat la sub 2 m înalţime; Agrometeorologia Meteorologia aeronautică Meteorologia marină Biometorologia sau meteorologia medicală Climatologia

Climatologia se ocupă cu studiul sintetic al stărilor de vreme în funcţie de condiţiile fizico-geografice ale fiecărei regiuni.

Clima reprezintă regimul stărilor de timp semnalate în cursul unei perioade îndelungate de ani într-un spaţiu determinat.

Starea vremii rezultă din efectul simultan al tuturor fenomenelor fizice naturale ce se petrec la un moment dat în atmosferă.

Începuturile climatologiei datează, ca şi în cazul meteorologiei, încă din antichitate.Obiectivele principale ale climatologiei sunt: studiul proceselor de formare a

diferitelor tipuri de climă, analiza amănunţită a elementelor constituente ale climei, clasificarea climatelor, caracterizarea tipurilor de climă de pe Glob, precizarea acţiuniiexercitate de climă asupra vieţuitoarelor, materialelor, solului şi întregii activităţi economice şi sociale.

Climatologia studiază interacţiunea dintr-o anumită regiune a factorilor radiativi, fizico-geografici şi dinamici dintr-un anumit teritoriu, luând în consideraţie şi influenţa tot mai accentuată a factorului antropic. Acţiunea conjugată a celor patru categorii de factori determină valori şi evoluţii diferite ale elementelor meteorologice de la o zonă la alta.

În România primele obsevaţii meteorologice sistematice au fost făcute la Iaşi în anii 1839 şi 1840 de către Pangrati şi Stamati.Din 1851 au început să se facă observaţii la Sibiu, din 1859 şi la Sulina.

Anul 1884 constituie un moment de referinţă în istoria meteorologiei româneşti: înfiinţarea Institutului Meteorologic sub conducerea lui Ştefan Hepites.

După primul Război mondial, Institutul Meteorologic îşi intensifică activitatea prin înfiinţarea serviciului de prevedere a vremii şi extinderea reţelei de staţii meteorologice.

Actualmente, dupa ce de-a lungul anilor a trecut prin mai multe etape de reorganizare, Institutul Meteorologic funcţionează sub numele de Agenţia Naţională de Meteorologie, cu sediul la Bucureşti-Băneasa.

Autoritatea internaţională în meteorologie este reprezentată de O.M.M.- Organizaţia Meteorologică Mondială(cu sediul la Geneva), la care România a aderat încă de la sfârşitul secolului XIX.

Atât meteorologia cât şi climatologia utilizează legile fizicii în studiul fenomenelor atmosferice. Meteorologia este mai apropiată de fizică iar climatologia mai apropiată de geografie. Ambele utilizează matematica, statistica şi calculul probabilităţilor. De asemenea se mai utilizează cunoştinţe de pedologie, hidrologie, astronomie, biologie.

ATMOSFERA. STRUCTURA ATMOSFEREI

Învelişul gazos al planetei noastre poartă numele de atmosferă.Atmosfera este un amestec de gaze care conţine în totdeauna şi o cantitate de vapori

de apă şi particule solide în suspensie.Atmosfera este menţinută în jurul Pământului datorită forţei de atracţie exercitată de

acesta.Din punct de vedere fizic, atmosfera este un mediu neomogen. Până la altitudinea de 5 000 m se găseşte concentrată circa jumătate din masa

atmosferei, până la altitudinea de 18 500 m – 90% iar până la 36 000 m -99 %.Dacă se ţine cont de criteriul termic, de variaţiile de temperatură şi de fenomenele

specifice produse, atmosfera poate fi împărţită în mai multe straturi.De la suprafaţa terestră şi până la limita superioară ( marcată arbitrar prin nivelul la

care atmosfera se găseşte într-o stare de disipaţie şi rarefiere foarte accentuată), atmosfera prezintă următoarea succesiune de straturi în structura verticală: troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă şi exosferă.

Troposfera este stratul situat în imediata vecinătate a suprafeţei Pământului, în care este concentrată cea mai mare cantitate de aer( ¾ din masa atmosferei) şi 95 % din cantitatea de vapori de apă.

Grosimea acestui strat este variabilă: 16-18 km la Ecuator, 10-11 km la latitudini medii şi 6-8 km în dreptul polilor geografici. Se observă că păstrează forma unui elipsoid, asemeni celei a Pământului, cu diferenţierea că este un elipsoid ceva mai turtit.

Pentru acest strat sunt caracteristice agitaţia continuă a aerului şi scăderea temperaturii cu altitudinea, în medie cu 0.65°C/ 100 m. Această valoare medie este cunoscută sub denumirea de gradient termic vertical şi se notează cu γt. Datorită acestei scăderi, la limita superioară a troposferei temperatura ajunge la -80°C în dreptul Ecuatorului şi -50°C deasupra Polilor.

Trecerea de la troposferă la stratosferă se realizează prin intermediul unui strat de tranziţie numit tropopauză, a cărui grosime variază între 1 şi 2 km.

În partea inferioară a troposferei, mai ales iarna, pot fi situaţii în care temperatura aerului rămăne neschimbată pe verticală (izotermie) sau chiar creşte (inversiune termică).

Troposfera este sediul celor mai importante fenomene meteorologice ( locul de formare a principalelor tipuri de nori şi a precipitaţiilor).

În troposferă se produc mişcări ordonate şi dezordonate ale aerului(de tip vârtejuri). Mişcările ordonate sunt datorate în principal încălzirii diferenţiate a suprafeţei terestre şi sunt reprezentate de mişcări orizontale- advecţii şi verticale- convecţii.

Troposfera prezintă două zone de discontinuitate, în zona subpolară şi în zona subtropicală. La acest nivel se formează curenţi cu viteze mari, cunoscuţi sub numele de curenţi jet( jet-streams), care se deplasează meandrat pe direcţie V-E. Lăţimea acestor curenţi variază între 300 şi 500 km iar viteza lor de deplasare este de peste 700 km/h.

Stratosfera cuprinde doua substraturi: între 11 şi 25 km un strat caracterizat prin gradient termic vertical zero( izotermie) şi un altul între 25 şi 32 km în care temperatura aerului creşte, putând ajunge la +20 °C. Stratosfera este foarte săracă în vapori de apă, datorită barierei termice scăzute de la nivelul tropopauzei. Rar, când depăşesc tropopauza, vaporii de apă sublimează la 20-25 km rezultând nori formaţi din cristale fine de gheaţă, cu irizaţii sidefii, vizibili atunci când soarele este dub orizont. Acet tip de nori poate furniza informaţii despre direcţia şi viteza vântului.

Stratopauza este un strat îngust, având drept caracteristică gradienţi termici verticali negativi, ceea ce determină inversiunea termică.

Mezosfera (ozonosfera) se compune din mezosfera propriu-zisă şi mezopauza.Situată între stratopauză şi înălţimea de 80 km, mezosfera are drept caracteristică de bază schimbarea de semn a gradientului vertical , rezultând variaţii mari de temperatură cu înălţimea. De la 32 până la 50 km temperatura scade până la -20 °C, apoi de la 50 până la 55 km se înregistrează o crştere bruscă de teperatură până la +75 °C, pentru ca de la 55 km până la 80 km temperatura să scadă din nou puternic la - 110°C.

Stratul se caracterizează prin turbulenţă. Specifici sunt de asemenea norii argintii luminoşi nocturni. Aceştia sunt vizibili la începutul şi la sfârşitul nopţii, când Soarele îi luminează, conferindu-le strălucire. Au dezvoltare verticală redusă, structură încreţită şi de obicei sunt albi argintii. Se consideră că sunt formaţi din pulberi extraterestre acoperite cu strate fine de gheaţă .

Specifică este şi prezenţa ozonului, care ia naştere între 40 şi 55 km.Termosfera este stratul celor mai ridicate temperaturi( +3 000 °C) datorate ionizării

foarte puternice a moleculelor de aer foarte rarefiat de către razele X, gamma, ultraviolete şi corpusculare care vin de la Soare.

Aici se produce şi fenomenul de auroră boreală( fenomen sub formă de arcuri sau draperii care se văd mai puternic în zonele polare pentru că radiaţiile corpusculare se deplasează de-a lungul liniilor de forţă ale câmpului magnetic spre polul magnetic al Pământului).

Termosfera reflectă undele radio: stratul D situat între 70 şi 90 km reflectă unde lungi, stratul E –undele medii, stratul F1 undele scurte si F2 undele ultrascurte (290-1000km).

Trecerea la Exosferă se face printr-un strat subţire de tranziţie numit termopauză.Exosfera este impropriu numită strat. Moleculele de aer se află la sistanţe foarte mari.

Specifică pentru exosferă este prezenţa centurilor de radiaţie (Van Allen), puse în evidenţă de explorarile spaţiale cu ajutorul sateliţilor artificiali.

PROCESE TERMICE ÎN ATMOSFERĂ.TEMPERATURA AERULUI

Radiaţia solară reprezintă sursa energetică primară a proceselor fizice din atmosferă. Soarele emite radiaţie electromagnetică rezultată în urma transformării H în He în condiţiile unor temperaturi şi presiuni ridicate care se înregistrează în interiorul său. Radiaţia electromagnetică este transmisă prin convecţie la exteriorul Soarelui, ajungând la suprafaţa Pământului în aproximativ 9 minute şi 20 de secunde. Aceată radiaţie este formată din raze X, γ, corpusculare, ultraviolete, infraroşii (calorice) şi luminoase.

La nivelul superior al atmosferei planetei Pământ ajunge doar a 2-a miliarda parte din radiaţia emisă de Soare. O suparafaţă de 1 cm2 perpendiculară pe direcţia razelor solare primeşte într-un minut o cantitate de 1.88 calorii. Această valoare este cunoscută sub denumirea de constanta solară.

În drumul său prin atmoferă către suparafaţa Pământului radiaţia solară suferă procese de absorbţie, reflexie şi difuzie.

În termosferă sunt absorbite radiaţiile X, γ şi corpusculare. În mezosferă şi în primul strat al startosferei sunt absorbite radiaţiile ultarviolete. În troposferă, norii şi CO2

reflectă şi difuzează radiaţiile infraroşii şi luminoase.Din întreaga cantitate de radiaţii din atmosferă, la suprafaţa Pământului ajunge

doar 30-40%. Nu toată cantitatea ajunsă la supafaşa terestră încălzeşte Pământul şi atmosfera acestuia. O parte din ea este absorbită, o altă parte este reflectată.

Studierea potenţialului energetic solar şi determinările sistematice asupra regimului radiativ constituie obiectul de activitate al actinometriei. Unele staţii meteorologice au în componenţa lor staţii actinometrice care se ocupă cu studiul radiaţiei solare. Se fac măsurători pentru bilanţul radiativ şi principalele componente ale acestuia.

Bilanţul radiativ reprezintă rezultanta tuturor schimburilor radiative de la nivelul suprafeţei terestre. Elementele componente ale acestuia sunt: radiaţia solară directă, radiaţia solară difuză, radiaţia reflectată, radiaţia absorbită şi radiaţia terestră.

Din raţiuni practice s-au mai introdus şi termenii de radiaţie totală sau globală (suma radiaţiei solare directe şi difuze) şi radiaţie efectivă (diferenţa dintre radiaţia emisă de suprafaţa activă şi cea emisă de atmosferă spre Pământ).

Radiaţia care vine de la Soare este considerată în mod convenţional ca fiind radiaţie de undă scurtă. În această categorie se încadrează radiaţia solară directă şi radiaţia difuză.

Radiaţia solară directă (S) este componenta esenţială a bilanţului radiativ. Ea reprezintă fracţiunea din radiaţia solară care străbate atmosfera ajungând nemodificată la suprafaţa terestră sub forma unui fascicul de raze paralele, cu lungimi de undă cuprinse între 0.291 şi 4-5 micrometri. Valoarea radiaţiei solare directe depinde de unghiul de înălţime a Soarelui deasupra orizontului (latitudinea, anotimpul, momentul zilei) şi de gradul de transparenţă sau de opacitate a atmosferei (condiţionat de nebulozitate, umezeala atmosferică, particulele aflate în suspensie).

Pentru emisfera nordică, în regimul anual se remarcă un minim în decembrie (luna producerii solstiţiului de iarnă) şi un maxim în mai, când transparenţa atmosferei este cea mai mare (aerul este cel mai pur). În decursul unei zile, valoarea maximă se înregistrează înainte de amiază iar valoarea minimă la răsăritul şi la apusul Soarelui.

Explicaţia producerii unei radiaţii solare directe maxime la amiază este legată de unghiul înălţimii Soarelui şi de valoarea transparenţei atmosferei.

Pe verticală, valorile radiaţiei directe cresc odată cu înălţimea datorită creşterii transparenţei.

Radiaţia solară difuză se încadrează tot în categoria radiaţiilor de undă scurtă şi reprezintă partea radiaţiei solare care după ce a fost difuzată de moleculele gazelor şi de particulele aflate în suspensie în atmosferă ajunge la suprafaţa terestră. Depinde în mod special de nebulozitate, şi, ca şi radiaţia directă, de unghiul înălţimii Soarelui deasupra orizontului şi de opacitatea atmosferei. În cazul când nebulozitatea creşte, radiaţia difuză se intensifică.

Din observaţiile făcute la numeroase staţii meteorologice s-a constatat că radiaţia difuză se măreşte mai ales la solstiţiul de iarnă, când gradul de opacitate creşte foarte mult. La solstiţiul de vară, radiaţia difuză este extrem de scăzută datorită creşterii transparenţei.

Radiaţia totală sau globală reprezintă suma radiaţiei solare directe şi radiaţiei solare difuze măsurată pe unitatea de suprafaţă. În unele lucrări este numită “insolaţie”. Se exprimă în kcal/cm2.an. Valorile maxime se înregistrează la tropice ( 220 kcal/cm2

an). La poli, razele Soarelui fiind foarte înclinate, se înregistrează valori între 70 şi 80 kcal/cm2. an. La latitudini medii valoarea radiaţiei globale este de circa 140 kcal/cm2. an.

Radiaţia reflectată (Rs). Suprafaţa terestră reflectă o parte din radiaţia solară directă şi difuză. Pentru aprecierea cantitativă a ponderii reflectării radiaţiei solare de către o suprafaţă se foloseste albedoul. Termenul defineşte raportul procentual dintre radiaţia reflectată Rs şi radiaţia globală incidentă

Albedoul are o paletă largă de valori în funcţie de natura suprafeţei active. În general valorile se încadrează între 10 şi 40%, dar ajung chiar şi peste 80% în cazul zăpezii. În concluzie, cele mai mari valori ale radiaţiei reflectate corespund suprafeţelor acoperite cu zăpadă.

Radiaţia absorbită reprezintă energia solară transformată în energie calorică de către suprafaţa activă. Cea mai mare parte a acesteia este utilizată în procesele de încălzire de la suprafaţa scoarţei şi din stratul superior al solului. Valoarea radiaţiei absorbite este mai mare în zonele în care predomină timpul senin şi stratul de zăpadă are o durată neînsemnată.

Radiaţia efectivă (Eef) este mai mare vara (în condiţii de transparenţă atmosferică) . Creşterea valorii radiaţiei efective este favorizată de temperaturile mari ale suprafeţei terestre (care determină intensificarea radiaţiei terestre), de scăderea valorii contraradiaţiei, de lipsa nebulozităţii sau de valori cât mai scăzute ale acesteia.

Distribuţia valorilor radiaţiei efective cuprinde un minim înainte de răsăritul Soarelui, un altul după apus şi maximul la amiază.

Contraradiaţia atmosferei (A) reprezintă radiaţia emisă de aer după ce s-a încălzit pe Pământ. Aceasta creează efctul de seră.

Bilanţul radiativ este diferenţa între totalul fluxurilor primite şi totalul radiaţiilor cedate de o anumită suprafaţă. În categoria radiaţiilor primite sunt: radiaţia solară directă, radiaţia difuză şi radiaţia atmosferică, iar ca energie cedată sunt incluse radiaţia terestră, radiaţia reflectată de undă scurtă Rs şi, după unii autori, Rl – radiaţia reflectată de undă lungă (un termen deseori neglijat datorită semnificaţiei cantitative foarte reduse.

Bilanţul radiativ are distribuţie teritorială neuniformă şi variabilitate în timp.

Valorile mari sunt favorizate în general de predominanţa timpului senin.În general, bilanţul radiativ este pozitiv ziua şi negativ noaptea. În timpul anului

este pozitiv în perioada caldă şi negative în perioada rece.Există perioade din an, iarna, când bilanţul are numai valori negative.

Nebulozitatea influenţează remarcabil bilanţul radiativ. În timpul nopţilor cu cer acoperit, bilanţul radiativ este de doar 20% faţă de valoarea înregistrată în nopţile senine, iar la prânz, în condiţii de cer acoperit, bilanţul este de circa 50% din valoarea realizată în condiţii de cer senin.

La analiza bilanţului trebuie să se ţină seama de natura suparfeţei active. Pământul se încălzeşte mai repede, oceanul mai lent şi moderat.

Uscatul se încălzeşte până la maxim 50-70 cm adâncime. Apa oceanului, datorită convecţiei şi faptului că este un mediu transparent, se încălzeşte până la 150-200 cm.

Principalele procese prin care se încălzeşte aerul sunt:- mişcările convectivo-turbulente;- procesele adiabatice;- căldura latentă a vaporilor de apă;- schimburile moleculare de căldură.

Mişcările convective constituie principala sursă de încălzire a aerului. Se disting mişcări ascendente şi descendente. Ele determină încălzirea diferenţiată a suprafeţei Pământului. Se mai pot produce şi mişcări dezordonate ale aerului determinate de vânt.

Procesele adiabatice sunt procese prin care temperatura aerului poate să scadă sau să crească fără aport de căldură din exterior. Pentru aerul uscat , scaderea de temperatură cu înălţimea este de aproximativ 0.98 º la 100 de metri.

Căldura latentă reprezintă cantitatea de căldură înmagazinată de vaporii de apă în procesul de evaporare şi care este eliberată la răcirea aerului şi transformarea vaporilor în picături de apă.

REPARTIŢIA TEMPERATURII

Temperatura aerului este un parametru meteorologic principal, deoarece contribuie în permanenţă la stabilirea caracteristicilor atmosferei.

Distribuţia temperaturilor la nivelul unor suprafeţe se studiază cu ajutorul izotermelor.

Izotermele sunt linii curbe care unesc puncte cu aceeaşi temperatură.Pe glob, temperatura medie anuală este de 14.3º C. Distribuţia valorilor de

temperatură la nivelul celor două emisfere este diferită datorită repartiţiei inegale a uscatului şi bazinelor oceanice. În emisfera nordică temperatura medie anuală este de 15.2º C iar în emisfera sudică de 13.3ºC.

Temperatura maximă absolută s-a înregistrat în anul 1922 în Libia la El Azizia: 57.7ºC la umbră. Alte surse indică maxima absolută în anul 1991 în Australia: 62 ºC.

Temperatura minimă absolută înregistrată pe glob este de -89.4 ºC, realizată la Vostok în Antarctica în iulie 1983.

În general, temperaturile medii lunare ale emisferei nordice sunt mai ridicate vara şi mai coborâte iarna în comparaţie cu cele din emisfera sudică.

Temperatura zilelor de vară este cu cca. 5.4º mai mare decât în emisfera sudică, iar iarna este cu 1.6º mai mică.

Cea mai mare temperatură medie se găseşte de-a lungul paralelei de 10º latitudine nordică (care formează şi aşa numitul Ecuator termic). Ecuatorul termic migrează vara la 20º latitudine nordică.

Temperatura se caracterizează prin variaţii periodice (zilnice şi lunare) şi neperiodice.

Variaţiile zilnice ale temperaturii se caracterizează printr-o maximă la orele 13-14 şi o minimă înainte de răsăritul Soarelui. Diferenţa dintre temperatura maximă şi minimă înregistrată în 24 de ore poartă numele de amplitudine termică diurnă. Aceasta este influenţată de anotimp, de latitudine şi de natura suprafeţei terestre.

La poli, unde razele solare sunt aproape tangente la suprafaţa terestră, amplitudinea diurnă este de 2-3 º.La tropice, aceasta valoare este de peste 30 º.

Datorită conductivităţii apei, amplitudinea zilnică deasuprabazinelor oceanice este mai rdusă decât deasupra uscatului.

Variaţiile anuale ale temperaturii se caracterizează printr-un maxim în luna iulie pe uscat şi august deasupra oceanului şi un minim în ianuarie atât deasupra oceanelor cât şi deasupra uscatului.

Temperatura optimă pentru activitatea de navigaţie este între 16 şi 20 ºC . Valorile de peste 20 ºC determină evaporaţie puternică şi îngreunează lucrul la maşini şi activitatea echipajului.

Temperaturile scăzute determină formarea gheţii şi depuneri de gheaţă pe corpul navei. Acestea determină pierderi de viteză şi instabilitatea navei.

PRESIUNEA ATMOSFERICĂ

Presiunea – p - este forţa cu care învelişul gazos al Pământului apasă asupra unităţii de suprafaţă.

În meteorologie se utilizează noţiunea de presiune atmosferică la un nivel oarecare ceeea ce reprezintă greutatea unei coloane de aer cu secţiunea de 1 cm2 şi înalţimea egală cu distanţa dintre nivelul respectiv şi limita superioară a atmosferei.

Se consideră presiune atmosferică normală presiunea de 760 mm col Hg sau de 1013,3 mb în condiţii de T= 0º C , la latitudinea de 45 º şi la nivelul mării.

Unitatea de măsură : mm col Hg sau mb.Presiunea prezită variaţie pe orizontală şi pe verticală. Variaţia presiunii cu

altitudinea nu este liniară ci exponenţială. Astfel, la creşterea altitudinii în progresiearitmetică, presiunea scade în progresie geometrică.

Variaţia presiunii cu înălţimea se calculează cu ajutorul gradientului baric.

γb = dp/dh (mb/m)

Relaţia inversă a gradientului baric vertical reprezintă treapta barică = distanţa pe verticală (în metri) pentru care se înregistrează o creştere sau o descreştere a presiunii cu 1 mb.

h1 =- dh /dp

Staţiile meteorologice aflate la altitudine trebuie să transforme presiunea în funcţie de valoarea treptei barice.

VARIAŢIILE PERIODICE ALE PRESIUNII

Variaţiile zilnice prezintă prezintă ampltudini diferite în funcţie de latitudinea la care este situată zona respectivă. Cele mai mari amplitudini zilnice ale presiunii se întâlnesc la Ecuator. Valorile amplitudinii scad spre poli, loc unde ele devin aproape imperceptibile (0,3 mb).

În timpul unei zile sunt puse în evidenţă două minime: unul mai slab la 4 dimineaţa şi unul mai accentuat la ora 16 şi două maxime: unul principal la ora 10 şi altul secundar la ora 22.

Minimul de la ora 16 se datorează încălzirii aerului iar maximul orei 22 răcirii aerului.

Celălalt ciclu de extreme, secundar, (4-10), este pus de unii autori pe seama unei cauze extraterestre reprezentată de atracţia gravitaţională a Lunii şi a Soarelui, care generează aşa-numita “mare atmosferică”.

La latitudinea tropicelor, orice perturbare a acestui ritm sau a valorilor amplitudinii indică apropierea unui ciclon tropical.

Variaţiile anuale sunt determinate de latitudine, de temperatura aerului şi de natura suprafeţei active.

În zona ecuatorială, absenţa anotimpurilor face ca cariaţia presiunii atmosferice sa fie slab exprimată. În celelalte zone latitudinalevariaţiile de presiune sunt mai evidente şi mai net diferenţiate în funcţie de caracterul suprafeţei active subiacente.

Deosebim patru tipuri de variaţie anuală a presiunii atmosferice:1. Tipul continental : este caracterizat prin amplitudini de cca 20 mb. Minimul se

înregistrează vara iar mazimul iarna.2. Tipul oceanic : este caracterizat prin amplitudini de 10 mb. Minimul se

înregistrează la sfârşitul toamnei iar maximul vara. Se mai înregistrează un minim secundar primăvara şi un maxim secundar iarna.

3. Tipul polar : se caracterizează prin prezenţa a două minime în lunile ianuarie şi iulie şi două maxime în aprilie şi noiembrie. Amplitudinea variaţiilor presiunii atmosferice creşte odată cu altitudinea.

4. Tipul montan : este invers tipului de variaţie continental. Troposfera se încălzeşte vara pe grosimi mai mari şi se răceşte iarna pe grosimi mai mici rezultând gradienţi verticali mai mici vara şi mai mari iarna. Din această cauză presiunea scade mai repede iarna şi mai încet vara.

VARIAŢIILE NEPERIODICE

Sunt datorate variaţiilor de temperatură şi schimbărilor înregistrate în circulaţia aerului. Aceste variaţii sunt mai frecventa la latitudini medii şi mari.

În general presiunea înregistrează valori cuprinse între 950 şi 1050 mb. Cu totul excepţional se pot întâlni valori spre 1080 mb în Siberia şi până la 875 mb în Oceanul Pacific. Amplitudinile maxime deci pot ajunge până la 200 mb.

Variaţiile mai ample se produc o dată la mai mulţi ani . Variaţiile neperiodice de la o zi la alta sunt de regulă între 1 şi 10 mb dar pot ajunge şi la 30-50 mb iarna şi 15-20 mb în timpul verii.

Materializarea pe hartă a diferitelor valori de presiune pe o suprafaţă mare se face cu ajutorul izobarelor. Acestea sunt linii curbe închise care unesc puncte cu aceleaşi valori de presiune . Ele se trasează prin interpolare din 4 în 4 mb sau din 5 în 5 mb. Izobarele sunt linii curbe, adesea sinuoase, care nu se întretatie şi care închid în interior suprafeţe. Ca şi curbele de nivel de pe hărţile topografice, ele pun în evidenţă forme de relief, cunoscute sub denumirea de “forme de relief baric”.

Valorile presiunii atmosferice de pe hărţi sunt reduse în prealabil la nivelul 0 m al mării, 0ºC şi 45 ºlatitudine.

Principalele forme ale reliefului baric sunt:- ciclonul ( depresiunea sau minimul baric);- anticiclonul (maximul baric);- talvegul depresionar;- dorsala anticiclonică ;

- şaua barică ;- mlaştina barometrică sau câmpul de presiune uniformă.

CICLONULReprezintă principala formă depresionară (negativă) a reliefului baric. Presiunea

cea mai scăzută se întâlneşte în partea sa centrală, unde se înregistrează valori cuprinse în general între 970 şi 1000 mb. Rareori valorile pot ajunge până la 935 mb în depresiunile extratropicale şi 875 mb în ciclonii tropicali.

Mişcarea aerului în ciclon este ascendentă în plan vertical şi convergentă în plan orizontal. În emisfera nordică ea se realizează în sens invers acelor de ceasornic.

Izobarele sunt mai dese în centru şi mai rare spre periferie.Vectorul vântului se abate spre dreapta faţă de cel al gradientului baric ( care este

orientat spre centru, de la presiunea ridicată către presiunea coborâtă ), făcând un unghi de 30º cu izobarele în direcţia presiunii celei mai coborâte.

Viteza vântului în ciclon este de 15-20 m/s.Deplasarea ciclonilor se realizează în general de la vest către est. Există însă şi

excepţii în care mişcarea se face de la N la S, de la S la N sau de la E către V ( ciclonii retrograzi) .

Viteza de deplasare a ciclonilor este de cca 50 km/h iar durata lor de acţiune este relative mică ( 3 până la 7 zile).

Datorită mişcăriii ascendente a aerului cald, vaporii de apă vor condensa ceea ce va duce la formarea de nori şi la apariţia precipitaţiilor.

Vremea în ciclon este închisă, cu precipitaţii , vânt moderat până la tare, uneori în rafale.

Suprafaţa unui ciclon este de până la 2000 km 2.După locul de formare, deosebim:

- Depresiuni extratropicale – se formează la latitudini medii şi mari, atât deasupra uscatului cât şi deasupra oceanului.

- Depresiuni tropicale sau cicloni tropicali – se formează deasupra oceanelor, la latitudini între 5 şi 15 º N şi S.O excepţie o constituie Alanticul de Sud, unde NU se formează cicloni tropicali.

ANTICICLONUL

Este principala formă pozitivă a reliefului baric, reprezentată pe hărţi prin izobare mai rare spre centru-unde se găseşte cea mai mare presiune şi mai dese spre periferie.

Ocupă suprafeţe foarte extinse, cuprinse între sute de mii şi milioane de km2.Presiunea în centrul său este între 1020 şi 1030 mb; mai rar poate ajunge până la

1060 mb în zonele intertropicale şi 1080 mb în zonele extratropicale.Mişcarea aerului este descendentă în plan vertical şi divergentă în plan orizontal.În emisfera nordică vânturile formează un vârtej orientat în sensul acelor de

ceasornic, de la centru spre periferie. Gradientul baric orizontal este orientat de la presiunea mare către presiunea mică, de la centru către periferie.

Viteza vântului este redusă, ajungând până la calm absolut pe suprafeţe întinse din centru şi poate ajunge la 20-30 m/s spre periferie.

Divergenţa vânturilor în apropierea suprafeţei terestre face ca fronturile atmosferice să nu se poată forma decât la periferiile anticiclonului.

Temperatura aerului este distribuită neuniform. Partea estică, în care predomină vânturile dinspre N, este mai rece iar partea vestică, în care predomină vânturi din direcţie sudică, este mai caldă.

Deplasarea are loc mai ales de la NV la SE, cu viteze de 30-40 km /h. În general, anticiclonii sunt mai puţin mobili decât ciclonii.

Vremea în anticiclon este predominant senină dar mai răcoroasă. Singurul fenomen meteorologic mai deosebit este ceaţa de radiaţie care persistă uneori şi în timpul zilei dacă temperaturile se menţin coborâte.

Forme secundare ale reliefului baric:

- dorsala anticiclonică este o prelungire a unui anticiclon , în care izobarele au forma literei U.

- şaua barică este o zonă de presiune mare foramată din doi anticicloni şi două depresiuni

- talvegul depresionar este o zonă de joasă presiune în care izobarele au în general forma literei V

- mlaştina barometrică este o zonă cu presiune uniformă, în jurul valorii presiuniii atmosferice normale

REPARTIŢIA PRESIUNII LA SUPRAFAŢA GLOBULUI

Repartiţia diferită a temperaturilor şi dinamica maselor de aer determină repartiţia inegală a presiunii pe suparfaţa globului.

Datorită încălzirii excesive, de o parte şi de alta a Ecuatorului, aerul care se ridică determina apariţia unui brâu de depresiuni.

La latitudini de 30-35 º atât în emisfera nordică cât şi în cea sudică este o zonă de anticicloni.

La latitudini de 60-65º atât în emisfera nordică cât şi în cea sudică este o zonă de depresiuni.

La Poli, datorită aerului foarte rece, se formează anticicloni.Cea mai mare valoare de presiune înregistrată a fost de 1083,3 mb în localitatea

Agata din Siberia.Cea mai scăzută presiune a fost de 912 mb şi a fost realizatî în condiţiile trecerii

unui taifun în localitatea Murato din Japonia.Centrii barici sunt repartizaţi diferit în cele două emisfere, datorită ponderii

diferite pe care o au apa şi uscatul.Anticiclonul azoric reprezintă un centru de maximă presiune pe care îl regăsim în

orice anotimp al anului deasupra Atlanticului între 200 şi 400 latitudine nordică. Poartă acest nume deoarece deseori este centrat peste Insulele Azore. Poziţia lui este mai sudică în sezonul rece şi mai nordică vara când “urcă” la latitudini medii şi are o extindere teritorială mult mai mare către vestul şi centrul Europei, resimţindu-se până în E.. Presiunile înregistrate sunt de 1030-1035 mb. Determină o vreme frumoasă, puţin răcoroasă.

Anticiclonul siberian apare iarna deasupra Eurasiei, la latitudini mari, datorită răcirii accentuate şi se extinde din Carpaţi şi până în Extremul Orient cu presiuni de 1040 - 1050 mb. Acţiunea sa asupra teritoriului Europei se resimte în intervalul septembrie-martie; extrem de rar în afara acestuia.

Depresiunea islandeză sau ciclonul islandez este un centru de minimă presiune localizat în nordul Oceanului Atlantic. Este prezentă în tot timpul anului, dar are o activitate mai intensă şi mai extinsă în sezonul rece (când aria de acţiune a anticiclonului azoric este mai restrânsă). Presiunea ei este între 990 şi 1005 mb şi determină o vreme închisă, cu precipitaţii.

Depresiunea mediteraneană are un caracter semipermanent şi este specifică anotimpului rece, deasupra bazinului central şi vestic al Mării Mediterane. Efectul acţiunii acesteia se resimte mai ales în jumătatea sudică a României atunci când se produc precipitaţii importante din punct de vedere cantitativ şi modificări semnificative ale caracteristicilor vremii.

În Oceanul Pacific acţionează Depresiunea Aleutinelor iar deasupra uscatului Anticiclonul nord-canadian.

Deasupra uscatului se formează un brâu de depresiuni din N Africii, continuând cu Arabia şi până în India. Acestea determină o vreme foarte caldă, cu vizibilitatea redusă datorită pulberilor.

În emisfera sudică centri îşi menţin poziţia tot timpul anului.

Deasupra oceanului se formează anticiclonii: Sud-Atlantic ( insula Sf.Elena), Sud Indian ( insulele Mauritius) şi Sud Pacific ( Insula Paştelui). Valorile presiunii sunt de 1020-1025 mb.

Deasupra uscatului se formează două zone depresionare: depresiunea Sud africană şi depresiunea Nord australiană cu valori de presiune mai ridicate decât în alte cazuri: cca 1000 mb.

Când deasupra Mării Mediterane se formează depresiuni iar dinspre Siberia vine anticiclonul se produc: viscol, vreme foarte urâtă şi căderi masive de zăpadă.

VÂNTUL

Este mişcarea predominant orizontală a aerului între două zone cu presiuni diferite (dinspre presiune amai ridicată către presiunea mai coborâtă), sub influenţa gradientului baric orizontal. Este cunoscută şi sub denumirea de advecţie.

Vântul este rezultatul interacţiunii mai multor forţe dintre care cea a diferenţei de presiune generează mişcarea iar celelalte (forţa de frecare, forţa centrifugă şi forţa Coriollis) îi modifică direcţia şi viteza.

Elementele vântului:

1. Direcţia vântului = direcţia din care se deplasează masele de aer în raport cu nordul geografic.

În navigaţie se foloseşte roza vînturilor pe care sunt trecute punctele cardinale (N, V, S, E) din 90º în 90º , punctele intercardinale – 8 direcţii din 45º în 45º , punctele inter-intercardinale – 16 direcţii din 22º30´ în 22º30´ şi 32 de unghiuri numite carturi.

2. Forţa de abatere a direcţiei vântului

Din observaţiile efectuate s-a stabilit că după parcurgerea unor anumite distanţe vânturile suferă o abatere de la direcţia considerată normală, abatere dată de forţa gradientului baric ce leagă zone cu presiuni înalte de zone cu presiuni joase.

n

pFg

1

Pe o hartă gradientul baric γ b= hartiiscaran

p 111

. ( unde 111 reprezintă valoarea

arcului de meridian de 1º.)

1: 10 000 000 → 1 cm pe hartă = 100 km pe teren.

Abaterea pe uscat este de 20-25º iar pe ocean de 40-45º.

Viteza vântului este vv= 3 γb.

Abaterea se mai datoreşte şi rotaţiei Pământului în jurul axei sale care generează o forţă de abatere numită Forţa Coriollis. Valoarea acestei forţe este variabilă în funcţie de latitudine. În experimentele efectuate , savantul american Ferrel a constatat că orice fluid care se deplasează pe orizontală are o deviere (abatere) spre dreapta faţă de mişcarea normală. Forţa Coriollis este minimă la Ecuator ( valorile ei putând fi neglijate în calcul) şi atinge valori maxime în apropierea polilor geografici.

Deoarece sensul de rotaţie a Pământului este de la vest către est, devierea suferită de vânt este spre dreapta în emisfera nordică şi spre stânga în cea sudică faţă de direcţia în care acesta bate.

sin2 vFC

unde: ω = viteza unghiulară de rotaţie a Pământului

v = viteza moleculelor de aer

sin φ = latitudinea locului unde se calculează această forţă

Sub acţiunea forţei Coriollis vântul deviază din ce în ce mai mult faţă de direcţia iniţială astfel că Fg şi FC ajung la un moment dat să se echilibreze. Direcţia vântului reprezintă rezultatul acţiunii contrare a celor două forţe, deplasându-se în final perpendicular pe direcţia gradientului baric. Acest vânt este cunoscut sub denumirea de vânt geostrofic.

3. Forţa de frecare

În deplasarea sa pe orizontală vântul întâmpină o rezistenţă datorită frecării maselor de aer de suprafaţa apei sau uscatului. Forţa de frecare este reprezentată printr-un vector orientat în sens invers deplasării vântului. Mărimea forţei de frecare este proporţională cu viteza vântului dar depinde şi de natura suprafeţei pe care o străbate astfel că mărimea coeficientului de frecare k este mai mare pentru uscat şi mai mică pentru apă.

Reducerea vitezei vântului este cu 1/3 atunci când îl măsurăm deasupra uscatului şi 1/2 deasupra apei.

Ff = k.v

4. Viteza vântului

Creşte odată cu înălţimea. Din măsurătorile efectuate la bordul navelor s-a constatat că dacă la 10 m există un vânt de 2 m/s, la 300 m viteza vântului atinge 10 m/s.

Creşterea vitezei vântului este rapidă până la 500 m ca urmare a micşorării frecării pe măsură ce creşte altitudinea. Între 500 şi 1500 m creşterea este redusă, apoi este din nou consistentă până în troposferă unde atinge 50 m/s.

În medie, viteza văntului la înălţime este invers proporţională cu valoarea presiunii atmosferice.

Variaţiile periodice ale vântului

Pe uscat, la mică distanţă faţă de sol, viteza vântului este mai mare ziua decât noaptea. Maximul valorii de viteză se înregistrează aproximativ la ora de producere a maximului termic.

Amplitudinea de variaţie diurnă este mai mare vara decât iarnaşi mai mare în zilele cu cer senin decât în cele cu cer acoperit.

Variaţia anuală depinde de condiţiile generale climatologice şi de starea suprafeţei active.

La latitudini mari şi de-a lungul coastelor , viteza vântului este maximă în timpul iernii iar în interiorul continentelor în perioada cuprinsă între lunile martie şi iunie. În localităţile de pe coastă minimul se produce în iunie-iulie iar în zonele continentale în august-septembrie.

Clasificarea vânturilor se face în funcţie de circulaţia generală a atmosferei, de caracteristicile geografice şi de cele locale.

Observaţiile făcute de-a lungul timpului au pus în evidenţă faptul că în fiecare dintre cele două emisfere există două sisteme prinipale de circulaţie a atmosferei: unul între Ecuator şi brâul de înaltă presiune situat la aproximativ 30º şi un altul între brâul de înaltă presiune şi regiunea de joasă presiune din vecinătatea cercului polar.

Circulaţia între Ecuator şi brâul de înaltă presiune are ca urmare formarea alizeelor (de NE în emisfera nordică şi de SE în emisfera sudică). Deasupra brâului de calm ecuatorial există tot timpul anului un curent de la E a cărui viteză creşte odată cu înălţimea. Deasupra vânturilor alizee au fost identificaţi curenţi cu direcţia SV în emisfera nordică şi NV în emisfera sudică, cunoscuţi sub numele de contraalizee. Ei sunt abătuţi treptat spre dreapta în emisfera nordică şi spre stânga în emisfera sudică până ce devin curenţi de vest deasupra brâurilor de înaltă presiune de unde coboară apoi pentru a alimenta alizeele.

Alizeele (denumirea provine din francezul alis = regulat) sunt vânturi de origine termică. Ele se produc din cauza încălzirii puternice a scoarţei terestre în zona intertropicală. Intensitatea lor este mai mare în emisfera sudică, datorită frecării mai reduse cu suprafeţele de apă.

Contraalizeele ( de SV în emisfera nordică şi de NV în emisfera sudică) nu se fac simţite la nivelul solului dar se fac simţite la înălţime prin mişcarea norilor superiori de tip Cirrus catre NE în timp ce la nivelul solului vântul suflă în direcţie contrară.

Vânturile de vest au frecvenţa cea mai mare în timpul iernii când ating viteze de 25 Nd. Vara, viteza maximă înregistrată este de 14 Nd. Datorită extinderii mari a suprafeţei oceanice, în emisfera sudică vânturile de vest ating vitezele cele mai mari. Între 40 şi 50 grade latitudine sudicăvântul produce şi un vuiet care este auzit de la mare distanţă (”vuietul de la 40º“).

Vânturile polare au vitezele cele mai mari. În emisfera sudică ating până la 300 km/h iar în emisfera nordică până la 250 km/h.

Vânturile periodiceMusonii (denumirea provine din cuvântul arab mausim = anotimp, sezon) sunt

vânturi periodice, sezoniere care bat alternativ între ocean şi uscat, respectiv între uscat şi ocean.

Musonii se formează mai ales în regiunile caracterizate printr-o stabilitate a regimului presiunilor; în mod special în zona intertropicală dar pot ajunge şi la latitudini mai mari.

Principalul sediu al musonilor este în Oceanul Indian , situat în zona ecuatorială, în vecinătatea a trei continente: Africa, Asia şi Australia.

Musonii se întâlnesc în: Oceanul Indian de Nord, Canalul Mozambic, Marea Chinei de Sud, Marea Arafura, Marea Timor, Golful Carpentaria din nordul Australiei şi pe coastele de vest ale Africii.

Cauza modificării de direcţie a musonilor este schimbarea condiţiilor de presiune pe continent. Vara uscatul de încălzeşte foarte mult, formându-se sisteme ciclonice care atrag aerul dinspre mare. Iarna uscatul este mai rece decât oceanul şi se formează anticicloni care transportă aerul dinspre uscat spre mare.

Musonul care bate dinspre ocean/mare către uscat = musonul maritim sau de varătinde să coboare temperatura atmosferei de deasupra uscatului deoarece este umed şi ploios. Musonul de vară este determinat de minimul barometric din NV Indiei. Musonul de vară suflă dinspre ocean spre uscat în intervalul aprilie-octombrie. Uneori acesta are manifestări foarte violente. Direcţia de acţiune a acestuia este SV-NE pe coastele meridionale ale Asiei, SE-NV pe coasta Chinei iar rezultatul este un anotimp foarte umed, cu precipitaţii sub formă de averse. Viteza sa este de 40 km/h.

Musonul care bate dinspre uscat către ocean este uscat şi rece şi este cunoscut ca muson de iarnă.Provocat de centrul de presiune maximă din Siberia, acesta suflă dinspre NNE asupra Indiei şi a peninsulei Indochina. El întăreşte acţiunea alizeului din emisfera nordică prelungindu-i acestuia aria de extidere până la latitudinea de 35 º.

Musonul de iarnă suflă dinspre uscat spre ocean din direcţia NE spre SV în perioada octombrie-aprilie şi determină un sezon secetos. Viteza sa este de 16 m/s(60 km/h).

La schimbarea direcţiei musonilor, pe mare iau naştere ciclonii tropicali.Brizele sunt vânturi periodice locale care se dezvoltă în regiuni de litoral, pe

ţărmul mării, al fluviilor şi al lacurilor mari, în condiţii de vreme senină (regim anticiclonic).

Cauza producerii lor este diferenţa de temperatură şi de presiune a aerului, creată de modul diferit de încălzire şi răcire a celor două tipuri de suprafeţe (uscatul şi apa).

Aerul cald de deasupra uscatului se ridică şi “curge” pe deasupra spre mare, făcând să crească presiunea deasupra mării . În acest fel se crează un curent de suprafaţă dinspre mare spre uscat numit briza mării. Noaptea fenomenul are loc în sens invers.Uscatul se răceşte mai rapid şi mai intens decât suprafaţa apei. Diferenţa de presiune generează un curent de aer de sens contrar, orientat dinspre uscat înspre mare şi cunoscut sub denumirea de briză de uscat sau de noapte.

Briza de zi este mai puternică decât cea de noapte dat fiind faptul că în timpul zilei contrastele termice între uscat şi apă sunt mai mari. Viteza ei variază în medie între 4 şi 7 m/s.

Cele mai dezvoltate sunt brizele din zona tropicală unde contrastele de temperatură şi presiune între zi şi noapte sunt mai mari.

Direcţia brizelor este perpendiculară pe direcţia medie a coastelor litorale. Brizele nu se propagă prea departe dată fiind durata lor foarte scurtă (doar câteva ore). Efectul brizei se simte până la maximum 35-45 km pe uscat (mai mult în zona tropicală) şi mai puţin pe mare ( până la 10 km). În altitudine, efectul de briză este resimţit până la 130 m.

Atât briza de mare cât şi cea de uscat sunt însoţite la altitudine de vânturi de sens contrar denumite antibrize.

Prezenţa brizelor în zonele litorale crează condiţii specifice de climat local, importante din punct de vedere balneoclimateric şi terapeutic.

Brizele de munte sunt vânturi periodice specifice zonelor montane. În timpul zilei, datorită unghiului de incidenţă a razelor solare, are loc o încălzire mai puternică a versanţilor în comparaţie cu fundul văilor. Ca şi în cazul brizelor litorale, diferenţa de temperatură şi presiune determină crearea unui curent, care se deplasează ascendent pe versant. Această deplasare este cunoscută sub denumirea de briză de vale şi se manifestă mai ales vara, începând cu orele 9-10. Viteza brizei creşte odată cu temperatura până la realizarea maximului termic, după care scade treptat până la apusul Soarelui. După apusul

Soarelui urmează o scurtă perioadă de calm după care vântul începe să sufle de sus în jos şi durează toată noaptea- briza de munte. Răcirea versanţilor se realizează radiativ, începând de la partea lor superioară.

În timpul zilei briza aduce în sus aerul umed al regiunilor inferioare determinând formarea norilor. Când aceştia devin abundenţi se produc furtuni locale. Noaptea, briza rece care coboară face ca umiditatea din zonele inferioare să condenseze rezultând o adevărată “mare de nori” ce pluteşte deasupra câmpiilor. Briza de noapte /de munte este însoţită de răciri considerabile mai ales la primele ore ale nopţii.

Vânturile localeAu acţiune atât asupra uscatului cât şi asupra mării şi unele prezintă interes

deosebit pentru navigaţie.În Marea MediteranăSIROCCO este un vânt fierbinte şi uscat care bate atunci când deasupra Africii se

instalează un maxim iar în Marea Mediterană – o zonă depresionară. În cazul extinderii Anticiclonului azoric în NV Africii vântul suflă deasupra mării, se înacrcă rapid cu vapori de apă şi devine cad şi umed în partea nordică şi centrală a Mării Mediterane. Bate dinspre Sahara. Se simte în sudul Italiei. Reprezintă elemental responsabil de creşterea numărului de atacuri cerebrale (autorităţile dispun în perioada de acţiune a acestuia reducerea preţului băuturilor răcoritoare).

GREGALE este un vânt rece care bate dinspre NE, dinspre Grecia către Marea Ionică, mai ales în timpul iernii. Atinge forţa 8 pe coastele Siciliei şi în Malta.

GHILBI bate pe coastele Libiei şi produce furtuni de nisip.VENDAVALES bate din SV între coastele nord-africane şi Spania. Este asociat

cu grenuri, descărcări electrice, trombe marine.KHAMSINUL este un vânt care bate din S pe coastele de N ale Egiptului în

perioada februarie-mai. Este purtător de nori de praf şi de nisip. Produce febră şi manifestări ce pot fi combătute prin hidratare, administrare de NaCl şi vitamina B1.

MISTRALUL – în SE Franţei şi TRAMONTANA- E litoralului Italiei determină scăderea bruscă a temperaturii şi

creşterea numărului atacurilor de tuberculoză, epilepsie, angină pectorală, astm bronşicÎn regiunea oraşului Lyon (Franţa) se resimte acţiunea AUTAN-ului. Acesta

provoacă stare de nelinişte, iritabilitate, anxietate, intoleranţă comportamentală. Zona este considerată un areal de risc din acest punct de vedere.

În Oceanul AtlanticSIMOONUL –din S sau SE- bate pe coastele atlantice ale Marocului spre sfârşitul

verii. Este un vânt cald, uscat, încărcat cu praf.GALERNA se manifestă sub forma unor furtuni ce lovesc coastele nordice ale

Spaniei în regim de activitate frontală. Uneori atinge forţa 11-12 pe scara Beaufort făcând uneori imposibilă apropierea de coaste, staţionarea la ancoră sau intrarea în porturi.

În Oceanul PacificCOLLAS – din V şi SV- este însoţit de ploi torenţiale care dau naştere la furtuni

violente în nordul Filipinelor. Sunt asociate depresiunirilor şi taifunurilor.TEHUANTEPECER suflă din nord pe coastele pacifice ale Guatemalei şi

Mexicului mai ales în zona golfului Tehuantepek. Se manifestă mai ales în perioada noiembrie-ianuarie şi înregistrează forţe mai mari de 8 pe scara Beaufort.

FOEHNUL este un vânt descendent cald şi uscat care bate dinspre culmile masivelor muntoase de-a lungul versanţilor. Uscăciunea aerului se accentuează treptat, fenomenul fiind o consecinţă atât a creşterii temperaturii cât şi a coborârii umidităţii absolute ca urmare a condensării celei mai mari părţi a vaporilor pe versantul ascendent. Se pot înregistra umezeli relative foarte scăzute ( 5-10%). Foehnul topeşte şi evaporă statul de zăpadă datorită efectelor termice şi higrometrice producând desprimăvărarea timpurie .

Ori de câte ori după ce foehnul traversează un masiv temperatura aerului pe pantele de sub vânt este mai mare decât temperatura aerului pe partea din vânt. De asemenea are loc înseninare, creşterea duratei de strălucire a Soarelui, scăderea cantităţii de precipitaţii în panta subvânt

Efectele produse de vânt asupra stării mării şi a navelor

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 iar la 40 m/s este de 200 kg/m2.

p= k*S*v2*sin i

Unde : k = viteza vântului exprimată în m/s/m2 ;

S = suprafaţa;

v = vântul;

i = unghiul incidenţei vântului cu suprafaţa.

VAPORII DE APĂ DIN ATMOSFERĂ

UMEZEALA AERULUI

Apa se găseşte în natură în trei stări de agregare, care pot trece dintr-o fază în alta cu consum sau cu eliberare de căldură.

De la suprafaţa Pământului se evaporă anual 519 000 km3 apă ( 448 000 km3 de la suprafaţa mărilor şi oceanelor şi 71 000 km3 de la suprafaţa uscatului).

Prezenţa vaporilor de apă în atmosferă determină o însuşire fizică esenţială a acesteia : umezeala. De valorile ei depind în mare măsură nebulozitatea, precipitaţiile, opacitatea atmosferei.

Cu studiul umezelii atmosferice se ocupă higrometria.Cantitatea de vapori de apă existentă la un moment dat în aer şi diferitele însuşiri

higrometrice ale aerului pot fi evaluate sau măsurate prin: tensiunea ( presiunea, forţa elastică) a vaporilor de apă, umezeala absolută, specifică şi relativă, deficitul de saturaţie şi temperatura punctului de rouă.

Tensiunea ( forţa elastică) a vaporilor de apă (e) este partea ce revine vaporilor de apă din presiunea totală a atmosferei. Ca şi presiunea atmosferică, se măsoară în mm coloană de mercur sau milibari. Tensiunea maximă care satureză aerul la o temperatură dată se numeşte tensiune de saturaţie (E).

Se disting trei tipuri de situaţii: e<E (subsaturaţie), e=E (saturaţie) şi e>E(suprasaturaţie).

Variază direct proporţional cu temperatura aerului şi depinde şi de forma suprafeţei de evaporare.

Valoarea acestei forţe elastice este mai mare deasupra apei şi mai mică deasupra gheţii. La 0°C tensiunea vaporilor deasupra apei este egală cu cea de deasupra gheţii. Valoarea tensiunii de saturaţie se dublează la fiecare creştere cu 10°a temperaturii.

Umezeala absolută (a) reprezintă cantitatea de vapori de apă aflată la un moment dat într-un metru cub de aer. Valoare sa se exprimă în g/m3.

Cantitatea de vapori necesară pentru a satura aerul la o temperatură dată se numeşte umezeală absolută de saturaţie sau umezeală absolută maximă (A ).

Cel mai relevant mod de exprimare a gradului de umiditate a aerului este utilizarea unei mărimi higrometrice numită umezeală relativă (r). Aceasta reprezintă raportul procentual dintre tensiunea vaporilor de apă şi tensiunea de saturaţie:

Eer 100%

Când tensiunea vaporilor de apă atinge valoarea tensiunii maxime, atunci umezeala relativă maximă (R) este egală cu raportul procentual dintre umezeala absolută şi umezeala absolută de saturaţie.

AaR 100%

Umezeala specifică (q) reprezintă cantitatea de vapori de apă raportată la unitatea de masă a aerului şi se măsoară în g/kg. În situaţia în care avem de-a face cu o saturaţie a aerului la o temperatură dată, vorbim despre umezeala specifică de saturaţie, notată cu Q.

Deficitul de saturaţie (D) este o mărime higrometrică numeric egală cu diferenţa dintre tensiunea de saturaţie şi tensiunea vaporilor de apă la un moment dat.

D = E- eTemperatura punctului de rouă (τ) este temperatura până la care trebuie să

coboare un volum de aer pur în condiţiile unei presiuni atmosferice constante pentru a deveni saturat.

Evaporarea este procesul de desprindere de pe suprafaţa unui lichid a unui număr de molecule a căror energie este suficientă pentru a învinge tensiunea moleculară.

Viteza de evaporare este direct proporţională cu viteza vântului şi cu deficitul de saturaţie şi este invers proporţională cu presiunea atmosferică. De asemenea, ea variază în funcţie de tipul suprafeţei.

În cadrul acestui proces se consumă importante cantităţi de căldură care sunt preluate de la suprafaţa de evaporare. Răcirea acestei suprafeţe face ca intensitatea evaporării să se reducă.

Factorii care produc evaporarea sunt:- existenţa suprafeţelor de apă;- afluxul de căldură;- amestecul turbulent Viteza de evaporare este definită prin capacitatea de evaporare , aceasta

reprezentând cantitatea de apă care ar putea să se evapore de pe o suprafaţă în condiţii naturale, nelimitată de rezerva de apă.

Anual pe glob se evaporă un strat de apă cu grosimea medie de 71 cm :de la suprafaţa uscatului se evaporă 41 cm iar de la suprafaţa bazinelor mărilor şi oceanelor 101 cm.

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.

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.

Condensarea se poate realiza la diferite niveluri: la sol sau pe obiecte de la nivelul solului, la mică înălţime deasupra solului ( troposfera joasă) sau la mare înălţime.

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).

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.

Condensarea la mică înălţime deasupra solului (păturile inferioare ale troposferei) are ca efecte formarea aerului ceţos şi a ceţii.

Coborârea temperaturilor sub valoarea punctului de rouă în păturile inferioare ale troposferei determină condensarea/sublimarea vaporilor, rezultând picături fine sau cristale de gheaţă care plutesc în aerul din vecinătatea suprafeţei terestre, micşorând transparenţa atmosferică.

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 (până la 2 m) 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 şi 500-600 /cm3 la ceaţa densă.

După condiţiile sinoptice generale ale formării ei se deosebesc:I. Ceaţa din interiorul aceleiaşi mase de aerII. Ceaţa frontală

I.1. Ceaţa formată prin creşterea cantităţii de vapori de apă din aer apare în condiţii de stabilitate atmosferică. De pe suprafaţa evaporantă (acvatică) mai caldă o mare cantitate de vapori de apă pătrunde în aerul mai rece de deasupra unde condensează.

Aceasta se numeşte ceaţă de evaporare şi apare iarna.

I.2. Ceaţa formată prin răcirea aeruluiI.2.a. Ceaţa de radiaţie este tipic continentală. Ia naştere datorită răcirii radiative a

suprafeţei terestre şi a aerului de deasupra în condiţii de inversiune termică (noaptea sau iarna în regim anticiclonic).

I.2.b. Ceaţa de advecţie se formează in interiorul maselor de aer cald şi umed care se deplasează peste suprafeţe întinse cu temperaturi scăzute sau a maselor de aer rece care se deplasează peste suprafeţe acvatice mai calde. Poate să apară la orice oră.

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.

I.2.c 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.

I.2.d . Ceaţa de amestec se datoreşte suprasaturaţiei rezultate în urma amestecului unor volume de aer cu temperaturi şi umezeli diferite. Este caracteristică litoralelordar 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)

I.2.e Ceaţa adiabatică 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.

I.3 Ceaţa formată prin sporirea concentraţiei nucleelor de condensareEste specifică regiunilor industriale şi urbane. Condensarea poate începe la valori

ale umezelii mai mici de 100%. Este foarte stabilă.

II. 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.

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)

Distribuţia ceţii:Teritorial: are frecvenţă mai mare în regiunile din apropierea ţărmurilor şi mai

mică în cele din largul mării şi din apropierea continentelor.Diurn: este mai frecventă noaptea şi dimineaţa când temperaturile sunt mai

scăzute.Anual: mai frecventă toamna şi iarna pe continente şi primăvara pe oceane şi

mări.

Combaterea ceţii se realizează prin: - încălzirea aerului din apropierea suprafeţei terestre- împrăştierea în ceaţă a unor substanţe higroscopice- emiterea de unde sonore care care favorizează contopirea şi precipitarea

picăturilor de apă din ceaţă- însămânţarea cu CO2 solid a ceţurilor cu picături suprarăcite (T°<-4 °C) prin

îngheţarea şi precipitarea acestora.

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).

Vizibilitatea reprezintă distanţa la care un reper poate fi zărit şi deosebit ca formă, culoare şi dimensiuni.

Vizibilitatea este dependentă de : transparenţa atmosferei, culoarea, claritatea şi dimensiunile reperelor, claritatea fondului şi de acuitatea vizuală a observatorului.

CONDENSAREA LA MARE ÎNĂLŢIME . NORII

Cele mai importante produse ale condensării sunt norii. Norii sunt sisteme coloidale de produse de condensare (picături de apă la

temperature negative sau pozitive) sau de sublimare ( cristale de gheaţă, fulgi) ori mixte (picături şi cristale) aflate în suspensie în atmosferă la diferite înălţimi , într-un spaţiu saturat.

Dezvoltarea verticală şi structura microfizică depind de trei nivele caracteristice din atmosferă:

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.

Clasificarea norilor

A. După formă se clasifică în : filamentoşi (aceştia nu dau precipitaţii dar prevestesc schimbarea vremii), stratiformi şi cumuliformi.

B. După înălţimea de formare norii se pot clasifica în:1. Nori superiori ( la peste 6000 m şi până la 8000 m). Au culoare albă, sunt

alcătuiţi numai din cristale de gheaţă şi nu produc precipitaţii. -Cirrus (Ci) . Sunt nori filamentoşi. În zona tropicală au formă de gheară de

pisică şi anunţă apropierea ciclonilor tropicali. Aceşti nori prevestesc apropierea frontului cald, apărând cu aproximativ 1000 km înaintea acestuia.

-Cirrostratus (Cs) . Apar după norii Cirrus, pot acoperi cerul total sau parţial. Dau fenomenul de halou. (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) . Apar şi dispar foarte repede şi nu prevestesc nimic în evoluţia vremii. Aceşti nori au aspectul unei plaje de nisip văzută seara.

2. Nori mijlocii ( se formează între 2000 şi 6000 m). Au culoare gri-cenuşiu deschis şi o structură mixtă.

-Altocumulus (Ac) se prezintă sub formă de grămezi alb-cenuşii. La apus şi la răsărit se colorează în roşu. Ei prevestesc îmbunătăţirea vremii. O excepţie o reprezintă specia Altocumulus migdalatus care prevestesc furtuna pe mare.

-Altostratus (As) apar sub forma unor pânze dese de culoare cenuşie, maschează aştrii şi dau precipitaţii obişnuite. Sunt nori frontali.

3. Nori inferiori ( se formează între 50 şi 2000 m). Au culoare cenuşie şi sunt formaţi numai din picături de apă.

-Nimbostratus (Ns) sunt sub formă de pînze dese, stratificate şi dau precipitaţii cu caracter general. Cea mai mare parte a acestor nori se găseşte în zona norilor mijlocii dar pentru că baza lor este situată în zona norilor inferiori, clasificările îi include în această categorie.

-Statocumulus (Sc) au aspect de grămezi suprapuse , nu dau precipitaţii şi prevestesc îmbunătăţirea vremii. Apar seara şi dimineaţa.

-Stratus (St) sunt situaţi la joasă altitudine şi uneori pot fi confundaţi cu pâcla. Dau precipitaţii sub formă de burniţă.

4. Nori cu dezvoltare verticală ( de convecţie) – specifici sezonului cald.-Cumulus (Cu) sunt albi, sub formă de grămezi şi în general nu dau

precipitaţii. Există o specie din această tip- Cumulus congestus-care produce precipitaţii cu picături mari dar de scurtă durată.

-Cumulonimbus (Cb) sunt nori de furtună. Ei se formează în condiţii de instabilitate atmosferică. Dau precipitaţii sub formă de aversă, însoţite de descărcări electrice şi uneori chiar căderi de grindină. Vântul reuşeşte să îi deplaseze cu viteze foarte mari. Partea inferioară a norilor Cumulonimbus se separă sub forma unor pâlnii cu mare

putere de aspirare care formează –în special în zonele tropicale-tornade pe uscat şi trombe pe mare. Trombele marine au un diametru mediu de 20 m.

C. După criteriul genetic se deosebesc mai multe categorii de nori.-1. Norii de convecţie termică se formează datorită încălzirii puternice a stratelor

inferioare ale atmosferei. Această încălzire produce mişcări ascendente ale maselor de aer însoţite de răcire adiabatică până când temperatura atinge valoarea punctului de rouă şi se produce condensarea. Sunt nori cu dezvoltare verticală din genul Cumulus (humilis, mediocris , congestus).

-2. Norii de convecţie dinamică sau orografici se formează la escaladarea unor obstacole orografice de către masele de aer

-3. Norii de undă se datoresc mişcărilor ondulatorii ce apar la limita stratului de inversiune. Când vântul străbate transversal o culme muntoasă se poate genera o mişcare ondulatorie forţată a aerului şi pot lua naştere nori ondulaţi. Aceşti nori au lungimi de 200-300 m şi înălţimi de 40-50 m. Ei au aspect de suluri lenticulare şi sunt din genurile Cc, Ac şi Sc specia lenticularis, cu aspect de benzi paralele. Când undele au altă direcţie decât cele din stratul de inversiune, norii formaţi au aspect de dale.

-4. Norii de turbulenţă apar sub stratul de inversiune termică în masele de aer oceanic umed patrunse deasupra uscatului şi afectate de turbulenţă. Sunt nori din genurile St si Sc.

-5. Norii de radiaţie sunt specifici mai ales perioadei de toamnă şi iarnă, mai ales când aerul conţine suspensii solide şi vapori de apă. Ei dispar în cursul zilei şi reapar noaptea.

CONDENSAREA LA MARE ÎNĂLŢIME . NORII

Cele mai importante produse ale condensării sunt norii. Norii sunt sisteme coloidale de produse de condensare (picături de apă la

temperature negative sau pozitive) sau de sublimare ( cristale de gheaţă, fulgi) ori mixte (picături şi cristale) aflate în suspensie în atmosferă la diferite înălţimi , într-un spaţiu saturat.

Dezvoltarea verticală şi structura microfizică depind de trei nivele caracteristice din atmosferă:

4. 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)5. 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.6. Nivelul de convecţie reprezintă nivelul până la care ajung curenţii ascendenţi

de aer. Acesta corespunde părţii superioare a norilor.

Clasificarea norilor

D. După formă se clasifică în : filamentoşi (aceştia nu dau precipitaţii dar prevestesc schimbarea vremii), stratiformi şi cumuliformi.

E. După înălţimea de formare norii se pot clasifica în:1. Nori superiori ( la peste 6000 m şi până la 8000 m). Au culoare albă, sunt

alcătuiţi numai din cristale de gheaţă şi nu produc precipitaţii. -Cirrus (Ci) . Sunt nori filamentoşi. În zona tropicală au formă de gheară de

pisică şi anunţă apropierea ciclonilor tropicali. Aceşti nori prevestesc apropierea frontului cald, apărând cu aproximativ 1000 km înaintea acestuia.

-Cirrostratus (Cs) . Apar după norii Cirrus, pot acoperi cerul total sau parţial. Dau fenomenul de halou. (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) . Apar şi dispar foarte repede şi nu prevestesc nimic în evoluţia vremii. Aceşti nori au aspectul unei plaje de nisip văzută seara.

2. Nori mijlocii ( se formează între 2000 şi 6000 m). Au culoare gri-cenuşiu deschis şi o structură mixtă.

-Altocumulus (Ac) se prezintă sub formă de grămezi alb-cenuşii. La apus şi la răsărit se colorează în roşu. Ei prevestesc îmbunătăţirea vremii. O excepţie o reprezintă specia Altocumulus migdalatus care prevestesc furtuna pe mare.

-Altostratus (As) apar sub forma unor pânze dese de culoare cenuşie, maschează aştrii şi dau precipitaţii obişnuite. Sunt nori frontali.

3. Nori inferiori ( se formează între 50 şi 2000 m). Au culoare cenuşie şi sunt formaţi numai din picături de apă.

-Nimbostratus (Ns) sunt sub formă de pînze dese, stratificate şi dau precipitaţii cu caracter general. Cea mai mare parte a acestor nori se găseşte în zona norilor mijlocii dar pentru că baza lor este situată în zona norilor inferiori, clasificările îi include în această categorie.

-Statocumulus (Sc) au aspect de grămezi suprapuse , nu dauprecipitaţii şi prevestesc îmbunătăţirea vremii. Apar seara şi dimineaţa.

-Stratus (St) sunt situaţi la joasă altitudine şi uneori pot fi confundaţi cu pâcla. Dau precipitaţii sub formă de burniţă.

4. Nori cu dezvoltare verticală ( de convecţie) – specifici sezonului cald.

-Cumulus (Cu) sunt albi, sub formă de grămezi şi în general nu dau precipitaţii. Există o specie din această tip- Cumulus congestus-care produce precipitaţii cu picături mari dar de scurtă durată.

-Cumulonimbus (Cb) sunt nori de furtună. Ei se formează în condiţii de instabilitate atmosferică. Dau precipitaţii sub formă de aversă, însoţite de descărcări electrice şi uneori chiar căderi de grindină. Vântul reuşeşte să îi deplaseze cu viteze foarte mari. Partea inferioară a norilor Cumulonimbus se separă sub forma unor pâlnii cu mare putere de aspirare care formează –în special în zonele tropicale-tornade pe uscat şi trombe pe mare. Trombele marine au un diametru mediu de 20 m.

F. După criteriul genetic se deosebesc mai multe categorii de nori.-1. Norii de convecţie termică se formează datorită încălzirii puternice a stratelor

inferioare ale atmosferei. Această încălzire produce mişcări ascendente ale maselor de aer însoţite de răcire adiabatică până când temperatura atinge valoarea punctului de rouă şi se produce condensarea. Sunt nori cu dezvoltare verticală din genul Cumulus (humilis, mediocris , congestus).

-2. Norii de convecţie dinamică sau orografici se formează la escaladarea unor obstacole orografice de către masele de aer

-3. Norii de undă se datoresc mişcărilor ondulatorii ce apar la limita stratului de inversiune. Când vântul străbate transversal o culme muntoasă se poate genera o mişcare ondulatorie forţată a aerului şi pot lua naştere nori ondulaţi. Aceşti nori au lungimi de 200-300 m şi înălţimi de 40-50 m. Ei au aspect de suluri lenticulare şi sunt din genurile Cc, Ac şi Sc specia lenticularis, cu aspect de benzi paralele. Când undele au altă direcţie decât cele din stratul de inversiune, norii formaţi au aspect de dale.

-4. Norii de turbulenţă apar sub stratul de inversiune termică în masele de aer oceanic umed patrunse deasupra uscatului şi afectate de turbulenţă. Sunt nori din genurile St si Sc.

-5. Norii de radiaţie sunt specifici mai ales perioadei de toamnă şi iarnă, mai ales când aerul conţine suspensii solide şi vapori de apă. Ei dispar în cursul zilei şi reapar noaptea.

Precipitaţii atmosferice

Totalitatea particulelor de apă în stare lichidă sau solidă care cad din nori izolaţisau din sisteme noroase şi ating suprafaţa terestră se numesc precipitaţii.Întrucât aceste particule au dimensiuni foarte mici, căderea lor este foarte lentă. Este necesar ca ele să crească până când forţa lor de gravitaţie depăşeşte forţa ascensională acurenţilor de aer. Viteza lor de cădere este direct proporţională cu dimensiunile lor.

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.

Tensiunea de saturaţie este mai mică deasupra gheţii şi mai mare deasupra apei. Din această cauză aerul din jurul cristalelor de gheaţă este suprasaturat iar aerul din jurul picăturilor de apă este subsaturat. Cristalele de gheaţă cresc pe seama sublimării vaporilor de apă din jur, deficitul de saturaţie din jurul picăturilor de apă se accentuează până când, în final, acestea se evaporă. Are loc un transfer de vapori care asigură creşterea cristalelor de gheaţă e seama evaporării picăturilor de apă. Acest proces, eseţial pentru formarea precipitaţiilor poartă numele de efect Bergeron. Este caracteristic norilor cu structură mixtă de tip Cumulonimbus şi Nimbostratus care dau cantităţi mari de precipitaţii lichide şi solide. Mai apare şi în cazul norilor Cumulus congestus şi Altostratus; aceştdând ninsori şi ploi slabe care se evaporă înainte de a atinge solul, dând naştere fenomenulul numit virga. Potrivit acestui efect, cel puţin în regiunile temperateorice ploaie cât de cât importantă din punct de vedere cantitativ a fost la început zăpadă.

Starea de agregare a particulelor care ating solul depinde de temperatura stratului de aer dintre suprafaţa terestră şi baza norilor. Când temperatura este suficient de ridicată

pentru a putea topi în întregime fulgii formaţi în nor cad sub formă de ploaie, când se topesc parţial rezultă lapoviţa iar când nu se topesc deloc rezultă ninsoarea.

Clasificarea precipitaţiilor

I. După durată şi intensitate: 1. Precipitaţiile cu carecter general: au durate mari, intensităţi moderate, fiind

alcătuite din picături mijlocii de apă sau din fulgi mici de zăpadă. Cad pe suprafeţe mari, din nori Nimbostratus şi Altostratus, sunt specifice frontului cald.

2. Aversele: sunt precipitaţii cu picături sau fulgi mari ce 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.

3. Burniţele: cad din norii Stratus şi Stratocumulusdezvoltaţi în interiorul maselor de aer stabil. Au intensităţi reduse şi sunt alcătuite din picături fine de apă.

II. După starea de agregare:1. Solide

Ninsoarea : cade din nori Ns, As, Sc, StAversa de ninsoare: cade din norii Cb. Are durată scurtă, început şi final brusc şi fugi mari.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.Zăpada grăunţoasă sub forma unor granule albe şi opace de gheaţă cu forma plată sau alungită şi diametru până la 1 mm. Provine din norii Stratus şi se acoperă în timpul căderii cu un strat opac asemănător chiciurii care ia naştere prin îngheţarea picăturilor suprarăcite.Grindina – fragmente de gheaţă cu dimensiuni mari( 5-50 mm şi chiar peste) cu nucleu mat şi înveliş de gheaţă transparentă alternând cu gheaţă mată. Se formeaya prin îngheţarea picăturilor suprarăcite din partea mediană a norilo Cb 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.Acele de gheaţă sunt caracteristice pentru masele de aer stabil cu temperaturi foarte scăzute (regiuni polare).Ele strălucesc în razele solare asemeni unei pulberi de diamant dând naştere la fotometetori de tipul haloului.

FENOMENE OPTICE, ACUSTICE ŞI ELECTRICEÎN ATMOSFERĂ

Fenomenele optice din atmosferă sunt cunoscute şi sub denumirea de fotometeori. Aerul atmosferic, un mediu transparent şi neomogen, determină difuzia, reflexia, refracţia, dispersia, difracţia şi polarizarea luminii solare. Din categoria fotometeorilor fac parte: mirajul, curcubeul, haloul, coroanele şi fenomenul Gloria (spectrul din Brocken).

Mirajul se datoreşte refracţiei luminii solare prin strate de aer cu densităţi diferite şi, datorită acestui fenomen, obiectele îndepărtate apar simple sau multiple, la nivelul solului sau la înălţime, în poziţie iniţială sau răsturnată. Apare în deşert şi în mările arctice. Când stratificaţia este mai complicată şi se realizează reflexie şi refracţie totală complexă, imaginile formate sunt multiple iar fenomenul este cunoscut sub numele de Fata Morgana.

Curcubeul este format din arce concentrice colorate cu convexitatea îndreptată în sus, în care culorile spectrului se succed de la exterior spre interior, de la roşu la violet. Se formează atunci când razele Soarelui se refractă şi dispersează după unghiuri caracteristice fiecărei culori în parte în interiorul picăturilor de ploaie aflate în suspensie în atmosferă.

Coroana reprezintă cercul sau cercurile care apar în jurul Lunii şi Soarelui Fenomenul se datoreşte difracţiei razelor luminoase provocate de picăturile de apă şi acele de gheaţă care alcătuiesc norii stratiformi, nu prea groşi, la trecerea lor prin dreptul Lunii sau Soarelui.

Haloul se formează atunci când un nor alcătuit din cristale de gheaţă (Cirrostratus) se suprapune peste Soare sau Lună. Cristalele de de gheaţă foarte fine cauzează reflexia şi refracţia parţială a razelor precum şi dispersia acestora. Dispunerea culorilor este inversă decât în cazul curcubeului ( violetul este la exterior).

Fenomenul Gloria sau spectrul din Brocken este un fotometeor care se formează atunci când umbra unor persoane sau obiecte este proiectată- uşor mărită şi deformată- pe un nor sau un strat de ceaţă.

Din categoria electrometeorilor fac parte: fulgerul, trăznetul, aurorele polare şi Focul Sf.Elm.

Fulgerul este o descărcare electrică sub formă de scânteie care apare atunci când diferenţa de potenţial dintre doi nori sau două părţi ale aceluiaşi nor ajunge la 200-300 mii V/m. Temperatura lui este de 18 000 ºC iar tensiunea dezvoltată poate atinge 1 miliard de volţi. Poate fi liniar, sub formă de mărgele, globular, difuz. Fulgerele sunt alcătuite din 5-6 descărcări electrice succesive de sens contrar, până când sarcinile electrice sunt neutralizate.

Trăznetul reprezintă decărcarea electrică dintre un nor şi suprafaţa terestră.Aurorele polare sunt fenomene electrice luminoase care se formează în atmosfera

înaltă (în jur de 500 km) deasupra polilor magnetici ai Pământului. Apar sub formă de draperii, benzi, arcuri, pete de culori diverse. Sunt correlate cu perioadele de intensă activitate solară.

Focul Sf.Elm apare în orele premergătoare furtunilor şi orajelor atunci când atmosfera este supraîncărcată cu electricitate. Este o decărcare electrică lentă, de durată care apare când diferenţa de potenţial dintre sol şi atmosferă este foarte mare.

MASELE DE AER

Troposfera nu este omogenă iar pe orizontală, paralel cu suprafaţa terestră, prezintă însuşiri variabile. Ea se poate împărţi în unităţi numite mase de aer, situate unele lângă altele şi diferenţiate prin proprietăţile lor fizice.

Masele de aer se definesc ca fiind volume foarte mari de aer, cu întinderi comparabile cu ale continentelor sau cu porţiuni din continente, în care principalele elemente meteorologice au un caracter relativ constant.

Dimensiunile orizontale ale maselor de aer sunt de ordinul sutelor până la mii de kilometri iar pe verticală acestea sunt de la câţiva kilometri până la nivelul superior al troposferei ( peste 10 km), înglobând uneori şi stratosfera inferioară.

Principalele proprietăţi fizice care diferenţiază între ele masele de aer sunt: temperatura, umezeala şi gradul de transparenţă. Lor li se mai adaugă gradientul termic vertical, nebulozitatea şi dezvoltarea acesteia pe verticală. Aceste însuşiri sunt dobândite de masele de aer în timpul formării lor prin staţionarea o perioadă mai îndelungată deasupra unei regiuni cu o suprafaţă activă omogenă. Specificul elementelor meteorologice ale acelei regiuni este transmis aerului de deasupra. Odată formate, masele de aer se deplasează, antrenate fiind în circulaţia generală a atmosferei de către principalii curenţi, şi transmit zonelor pe care le survolează însuşirile respective, modificând şi starea vremii pe traseul parcurs.

Formarea maselor de aer se realizează cu precădere în zone barice cvasistaţionare extinse, de tipul anticiclonilor. Procesul complet de formare sau de transformare durează 3 până la 7 zile. Încetarea transformării maselor de aer are loc în momentul în care temperatura de la sol şi din altitudine nu se mai schimbă de la o zi la alta.

La transformarea maselor de aer se pot schimba toate proprietăţile acestora. Cele care se schimbă mai lent sunt numite proprietăţi conservative. Foarte repede se poate schimba temperatura aerului din stratul de lângă sol şi până la 1,5 km iar odată cu aceasta şi gradientul vertical de temperatură. Foarte greu însă se modifică temperatura în stratele înalte ale atmosferei precum şi umezeala specifică a acestora.

Clasificarea maselor de aerDupă criteriul termic se deosebesc : mase de aer calde (a căror temperatură este

mai mare decât cea a suprafeţei subiacente) şi mase de aer reci (a căror temperatură este mai mică decât cea a suprafeţei subiacente).

Conform criteriului termodinamic deosebim mase de aer stabile şi instabile.Masele de aer stabile sunt determinate de echilibrul verical stabil (gradientul

vertical de temperatură are o valoare inferioară gradientului adiabatic umed). În acest caz convecţia termică nu se dezvoltă iar cea dinamică este foarte slabă.. Se formează nori de tip Stratus şi Stratocumulus.

Valoarea medie a gradientului vertical de temperatură este de 0.65 º/100 m. Atâta vreme cât convecţia termică nu este suficient de dezvoltată, timpul poate fi considerat frumos, cu cer mai mult senin.

În masa de aer stabilă precipitaţiile apar mult mai rar; numai atunci când norii Stratus au o dezvoltate mai mare pe verticală se vor produce burniţe iar din norii Stratocumulus iarna pot cădea fulgi de zăpadă neînsemnaţi.

În prezenţa pâclei şi a ceţurilor de radiaţie vizibilitatea este redusă. Aceeaşi situaţie este şi la începutul perioadei de precipitaţii, până când norii se destramă.

Masele de aer instabile apar atunci când gradientul vertical de temperatură depăşeşte ca valoare gradientul adiabatic uscat γ a ( 1º/100 m). În acest caz sunt foarte dezvoltate atât convecţia termică, cât şi cea dinamică. Când vântul este slab predomină convecţia termică, când se intensifică atunci predomină convecţia dinamică.

Pe timp de vară în masele de aer instabile se formează nori Cumulus şi Cumulonimbus iar în timp de convecţie dinamică rezultă nori Stratocumulus cu dezvoltare verticală destul de mare.

Criteriul genetic sau geografic pune în evidenţă mase de aer arctice / antarctice, polare, tropicale şi ecuatoriale de origine continentală sau maritimă.

Masele de aer arctice / antarctice sunt cele mai reci şi mai stabile. Ele se formează deasupra gheţurilor din zonele respective.

Masele de aer arctice maritime (mA) se formează deasupra Groenlandei. Iniţial sunt reci. Traversând oceanul spre Europa devin mase de aer instabile care generează precipitaţii sub formă de ninsoare sau de ploi reci. Astfel de mase de aer atig uneori teritoriul României producând ninsori timpurii toamna şi târzii primăvara.

Masele de aer arctice continentale(cA) se formează în nordul Siberiei. Sunt cele mai reci mase de aer, au cel mai mare grad de transparenţă ( vizibilitatea poate atinge valori de până la 100 km). Fiind dense şi grele , ele nu reuşesc să depăşească bariera munţilor Urali.

Masele de aer polare iau naştere deasupra Anticiclonului Siberian şi Anticiclonului Canadian.

Masele de aer polare maritime (mP) se formează deasupra Anticiclonului Canadian. Traversând Oceanul Atlantic ele devin instabile şi generează o vreme rece şi închisă.

Masele de aer polare continentale (cP) iau naştere deasupra Anticiclonului Siberian. Depăşesc Uralii şi ajung pe teritoriul României unde produc o vreme rece şi senină (masă de aer stabilă). Masele de aer continental-polare produc precipitaţii la pătrunderea pe un teritoriu.

Masele de aer tropicale sunt mase calde, care se formează deasupra oceanului sau a uscatului.

Masele de aer maritime tropicale (mT) se formează deasupra anticlonului azoric . Sunt umede iar în faza iniţială sunt uşor mai reci.Pătrunzând în Europa ele produc averse de ploaie apoi vreme caldă şi senină.

Masele de aer continental-tropicale (cT) se formează din nordul Saharei şi până în Iran- zonă în care există un brâu de depresiuni. Se deplasează spre sudul Europei generând vreme uscată, deosebit de caldă şi o transparenţă scăzută datorită particulelor de praf şi nisip.

Masele de aer ecuatoriale se formează între 5 ºlat N. şi S şi sunt caracteristice numai acestei zone. Sunt cele mai calde şi cele mai umede.

Masele de aer se deplasează latitudinal şi longitudinal. Deplasarea care creează condiţii speciale este cea în lungul meridianelor.

Între masele de aer cu proprietăţi fizice diferite se formează o zonă de tranziţie cu lăţimi de la câţiva km până la 300 km şi grosimea pe verticală de la 100 la 1000 m . Această zonă de tranziţie poartă numele de front atmosferic.

FRONTURILE ATMOSFERICE

Fronturile atmosferice apar atunci când diferenţele de temperatură dintre două mase de aer învecinate se încadrează între 5 şi 10º.

La baza fronturilor atmosferice stă zona de tranziţie dintre diferite mase de aer, ale căror proprietăţi fizice (temperatură, umezeala specifică, vântul) se schimbă corespunzător cu dinamica atmosferei şi a fenomenelor de timp la scară mare. În funcţie de diferenţa de temperatură a maselor de aer, înălţimea la care se extinde frontul se pot determina unele procese dinamice din atmosferă : dezvoltarea ciclonilor, anticiclonilor şi stabilirea fenomenelor meteorologice şi a tipurilor de vreme deasupra unor zone extinse.

Fronturile atmosferice sunt caracteristice depresiunilor, în care deplasarea pe orizontală a aerului este convergentă. Zona frontală are o anumită înclinaţie, aerul rece rămânând ca o pană sub aerul cald.

Cu toate că fronturile atmosferice reprezintă strate cu o înălţime şi lăţime oarecum determinată, convenţional se consideră a fi o linie geometrică.

Pe hărţile sinoptice fronturile sunt reprezentate prin linii curbe.

Clasificarea fronturilor atmosferice:

-1. După caracteristicile de mişcare se deosebesc fronturi calde şi fronturi reci.

Frontul cald se formează atunci când masa de aer rece care se retrage este înlocuită de masa de aer cald.

Frontul rece se formează atunci când masa de aer cald care se retrage este înlocuită de masa de aer rece.

-2. Din punct de vedere al maselor de aer fronturile pot fi principale sau secundare.Fronturile principale sunt: frontul arctic ( între masele de aer polare şi arctice),

frontul polar ( între masele de aer tropicale şi polare) şi frontul tropical ( între masele de aer ecuatoriale şi tropicale).

Fronturile secundare pot aparţine aceleiaşi mase de aer (ex. : mase de aer marime troicale, mase de aer continental tropicale...) . Acestea sunt delimitate ce dezvoltare verticală şi au un contrast mai mic de temperatură. Se mai numesc fronturi topografice.

-3. După caracteristicile dezvoltării pe verticală fronturile se clasifică în : anafronturi şi catafronturi.

Anafronturile aparţin mişcărilor ascendente ale maselor de aer iar catafronturile aparţin mişcărilor descendente ale maselor de aer cald deasupra suprafeţei terestre.

Frontul cald Este suprafaţa de discontinuitate dintre două mase de aer: una caldă şi una rece;

masa rece retrăgându-se şi fiind substituită treptat de masa de aer cald.Frontul cel mai dezvoltat trece prin partea centrală a ciclonului. 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 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. Dacă norii Status fractus sunt aproape de linia frontului, atunci vor genera timp urât. În spatele liniei frontului mai apar nori Stratus care dau precipitaţii sub formă de burniţă.În faţa frontului poate să apară ceaţa de advecţie.

Frontul cald

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.

Temperatura iarna creşte uşor iar după trecerea frontului creşte mai puternic. Pe timpul verii nu se înregistrază creşteri semnificative ale temperaturii aeruluidatorită căderilor de precipitaţii care limitează încălzirea.

Presiunea poate să scadă puternic în frontul cald. Dacă sistemul noros include şi nori Cumulonimbus vor apărea furtuni.

Frontul rece Suprafaţa anterioară a acestui front formează un unghi abrupt cu orizontala.

În funcţie de diferenţele de temperatură dintre aerul rece ( mai activ, care substituie masa de aer cald care se retrage) şi aerul cald se disting două tipuri de fronturi reci: de ordinul I şi de ordinul II.

Frontul rece de ordinul I

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 Straus 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.

Frontul rece de ordinul II

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 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 contact dintre două fronturi . Poate să apară atunci când un front rece ( care se deplasează cu viteze mai mari) ajunge din urmă un front cald. Apare în faza de umplere a depresiunilor (presiunea ajunge în jurul valorii normale 1013,3 mb).

T1= T2 : front oclus neutru T1 > T2: front oclus rece T1< T2: front oclus cald

Observaţii meteorologice efectuate la bordul navei şi corelarea acestora cu mesajele şi informaţiile meteorologice primite de la staţiile de coastă

De la bordul navei se efectuează observaţii asupra norilor, presiunii atmosferice, păsărilor din preajma întinderilor de ape, cetaceelor, ciclonilor tropicali, depunerilor de gheaţă precum şi asupra icebergurilor.

1. NORIIPrimul indiciu al schimbării vremii îl constituie formaţiunile noroase, forma,

înălţimea, succesiunea genurilor de nori care constituie o mare probabilitate pentru a face o apreciere asupra evoluţiti vremii. Apariţia formaţiunilor noroase nu se coreleayă mereu cu presiunea atmosferică înregistrată în permanenţă. Aceste formaţiuni noroase pot preceda modificările de presiune cu 24-48 ore. Navigatorii pot observa formaţiunile noroase şi le pot corela cu mesajele meteo recepţionate de la staţiile de coastă şi de la navele din zonă. În situaţia în care zonele de navigaţie nu intră sub supravegherea meteorologică, informaţiile navigatorilor şi cele de la nave constituie sursa principală pentru a estima starea vremii. Când există dubii asupra formaţiunilor noroase, navigatorii pot consulta atlasul de nori, care prin imagini ilustrate şi explicaţii pot contribui la elaborarea unei prognoze pe termen scurt.

2. PRESIUNEA ATMOSFERICĂO deosebită atenţie se acordă modificărilor înregistrate în timp de presiunea

atmosferică, valorile exacte ale modificărilor urmând a fi determinate prin efectuarea corecţiilor (instrumentale) şi reducerea presiunii la nivelul mării. Este necesar ca valorile obţinute să fie comparate cu cele trecute în jurnalul de bord precum şi cu barograma care stabileşte tendinţa presiunii atmosferice pe timp de 24 de ore sau de o săptămână.

După înregistrările efectuate, presiunea poate fi staţionară, în creştere sau scădere. În funcţie de variaţiile presiunii, navigatorii pot trage anumite concluzii sau pot

face interpretări în raport cu valorile lunare multianuale ale presiunii atmosferice în funcţie de latitudinea locului.

a) Menţinerea presiunii atmosferice la o valoare ridicată sau o creştere uşoară dar continuă pot duce la concluzia că în zona respectivă se află o formă barică anticiclonică, deci o vreme stabilă cu vânt slab.

b) Când presiunea atmosferică este cu 4 mb mai mare decât cea normală, atunci vremea pentru următoarele 12 ore rămâne bună. Dacă presiunea a crescut cu 8 mb faţă de presiunea normală, se prevede ca în următoarele 24-48 de ore vremea să rămână aceeaşi (bună). La creşterea mai accentuată a presiunii când nava se găseşte la latitudini mai mari se poate spune că în zona respectivă va pătrunde o masă de aer rece care atrage după sine scăderi mari ale temperaturii şi apariţia unor precipitaţii sau uneori chiar gheaţă pe mare.

Creşterea rapidă a presiunii atmosferice face pe navigatori să tragă concluzia că zona respectivă va fi afectată de un front rece, însoţit de toate fenomenele care îi aparţin. Se spune că fronturile reci sunt însoţite de grenuri puternice care se manifestă cu 100-200 mile marine în faţa frontului. (Grenul = un oraj însoţit de averse pe ploaie şi vânturi puternice).

c) Când presiunea atmosferică are o valoare mai scăzută decât cea normală sau este în scădere uşoară înseamnă că nava se apropie de zona afectată de o depresiune (formă barică ciclonică).

Zona afectată de această depresiune suferă o înrăutăţire a vremii din toate punctele de vedere (precipitaţii, intensificări de vânt, scăderi de temperatură, vizibilitate etc).

Când presiunea scade accentuat înseamnă că zona respectivă va fi influenţată de un front atmosferic cald aparţinând unei depresiuni extratropicale sau tropicale, fapt ce impune navigatorilor să facă observaţii asupra succesiunii formaţiunilor noroase. În această situaţie apar modificări în direcţia şi viteza vântului precum şi asupra înălţimii valurilor (HULA marină=ondularea valurilor datorită vântului).

3.PĂSĂRILE Pot sa aducă navigatorilor, prin modul lor de manifestare, unele aprecieri privind

starea vremii. Atunci când pescăruşii se retrag spre coastă, ei prevestesc o înrăutăţire a stării mării. Aşezarea pescăruşilor pe suprafaţa mării, chiar atunci când este agitată, prevesteşte îmbunătăţirea vremii, reducerea înălţimii valurilor şi a vitezei vântului. Retragerea spre adâncimi a bancurilor de peşti de la suprafaţa apei constituie un indiciu de înrăutăţire a timpului. Delfinii care se îndepărtează de coastă făcând sărituri deasupra apei prevestesc vânt puternic din direcţia spre care ei se îndreaptă.

4. CICLONII TROPICALISe caracterizează prin apariţia unei hule lungi care se propagă din altă direcţie

decât cea care bate vântul, făcându-se simţită uneori cu multe zile înainte de furtună.În cazul ciclonilor tropicali violenţi se produce o hulă până la 1000 mile marine

faţă de centrul ciclonului.Apariţia Ci, Cs indică apropierea ciclonului tropical. De regulă sunt însoţiţi de

halouri solare sau lunare, iar la răsăritul şi apusul soarelui apar pe cer zone colorate în roşu arămiu. Apropierea unui ciclon tropical se resimte prin schimbarea anormală a direcţiei vântului, creşterea intensităţii acestuia şi creşterea umezelii aerului. Când centrul ciclonului tropical se află la peste 1000 mile marine de navă, barometrul indică o creştere uşoară a presiunii atmosferice şi pe cer apar nori Cumulus (destul de destrămaţi).

Când centrul ciclonului se află la 500-1000 Mm, presiunea începe să scadă uşor, cu 2-3 mb/zi iar pe cer apar numeroşi nori Cumulonimbus.

Când centrul ciclonului este la 300-500 mm de navă apar nori Cirrus în benzi convergente către punctul dinspre care se apropie furtuna. Când presiunea atmosferică scade cu 5 mb este evident că un ciclon tropical evoluează în regiune. În această situaţie trebuiesc luate măsuri pentru a evita pe cât posibil furtuna ( se va schimba de drum ).

Când presiunea scade foarte rapid este un semn că nava se află în apropierea nucleului ciclonului. La o distanţă de 100-200 Mm de centrul ciclonului cerul se întunecă, scade luminozitatea şi vizibilitatea orizontală iar presiunea atmosferică poate scădea cu până la 25 mb/h. Marea devine foarte agitată, cu valuri cu înălţimi enorme. În zona respectivă predomină norii Cumulonimbus ce dau averse puternice însoţite de dscărcări electrice şi formează un zid/perete de nori denşi, negri, în jurul ochiului furtunii.

Când centrul furtunii se apropie tot mai tare de navă ploile devin torenţiale iar vântul se intensifică, putând să atingă în rafale viteze de 300 km/h.

În ochiul ciclonului (vortex) vântul scade brusc, ploile încetează, cerul se înseninează, presiunea înregistrează valoarea minimă iar marea este confuză, cu valuri enorme venind din toate direcţiile.

Un alt indiciu al apropierii ciclonilor tropicali îl constituie apariţia descărcărilor electrice. Acestea se produc cu o frecvenţă foarte mare (800/min) şi pot fi observate de la distanţe de sute de mile marine. Când centrul ciclonului se apropie se aud tunetele care se succed aproape continuu. Fenomenele electrice aferente ciclonilor tropicali afectează transmisiile radio, apărând paraziţi electrici, cu atât mai intenşi cu cât se apropie furtuna, scăzând ca intensitate după ce momentul acesteia a fost depăşit.

Cu ajutorului radarului pot fi identificate de la distanţe de până la 100 Mm vortexul şi zona ploilor continue. Acest lucru nu salvează prea mult pătrunderea navei în ciclon întrucât distanţa de depistare şi observare este destul de mică iar vântul înregistrează deja forţa 10-12 pe scara Beaufort.Totuşi, cunoaşterea poziţiei centrului şi a traiectoriei lui de deplasare permit navelor să efectueze manevre de evitare a semicercului periculos al furtunii.

5. DEPUNERILE DE GHEAŢĂÎn anumite situaţii, depunerile de gheaţă pe punţile şi suprastructurile navei,

corelate şi cu starea de agitaţie accentuată a mării, pot afecta stabilitatea navei. Este necesar să se cunoască care sunt condiţiile care determină aceste depuneri.

Din punct de vedere al temperaturii aerului, valorile mai mici decât temperatura punctului de îngheţ al apei de mare sunt favorabile producerii acumulărilor de gheaţă. Punctul de îngheţ al apei de mare depinde de salinitatea acesteia şi se situează în jurul valorii de -2 ºC ( corespunzător unei salinităţi medii de 35 0/00 a apei de la suprafaţa oceanelor) putând să crească până la -1ºC la valori mai mici ale salinităţii.

Gheaţa se depune atât pe vreme ceţoasă şi friguroasă, în situaţiile când cad precipitaţii care îngheaţă dar mai ales în cazurile în care îngheaţă apa pulverizată de vânturi puternice şi valuri.

Depunerile de gheaţă cresc pe măsură ce vântul se intensifică depăşind forţa 6 S/B, pe măsură ce temperatura aerului scade sub -2ºC şi temperatura de la suprafaţa apei este mai scăzută şi mai depind de viteza şi de drumul navei.

Este de preferat ca navele să părasească rapid zonele cu favorabilitate pentru depuneri de gheaţă, să se pună la adăpost până la îmbunătăţirea condiţiilor sau să ţină drum la capă cu viteză redusă şi sa îndepărteze gheaţa depusă.

6. ICEBERGURILE SAU GHEŢARII PLUTITORIApariţia lor de datorează despriderii unor unor blocuri uriaşe din gheţarii

continentali din cauza variaţiilor mari de temperatură, a eroziunii exercitate de valurile şi curenţii marini, a vânturilor, cutremurelor etc. Aceste blocuri sunt transportate în derivă pe mare de curenţi şi de vânt. Datorită densităţii gheţii de origine continentală cea mai mare parte (7/8 sau 5/6) din volumul acestora este sub apă.

Se citează în literatura de specialitate dimensiunile celui mai mare gheţar plutitor, observat în emisfera sudică : lungime de 7 Mm, lăţime de 3.5 Mm.

În emisfera nordică, într-o zonă navigabilă, s-a observat un gheţar de 517 m lungime şi înălţime de 80 m deasupra apei. În emisfera sudică s-a observat o calotă cu lungime de 350 km şi lăţime de 60 km.

Icebergurile sunt deosebit de periculoase pentru siguranţa navigaţiei deoarece coliziunea lor cu navele duce în marea majoritate a cazurilor la scufundarea acestora. După tragedia scufundării Titanicului, în anul 1913 a fost înfiinţat un organism de cooperare internaţională privind serviciul de cercetare a gheţii. Rolul său constă în determinarea poziţiei gheţerilor, a direcţiei şi vitezei lor de deplasare şi de transmitere a informaţiilor către toate navele şi serviciile de coastă. Din anul 1960 acest serviciu a fostdenumit ”International Ice Patrol” şi se ocupă cu supravegherea arealului cuprins între 39 şi 49 º latitudine nordică şi 42 şi 60 º longitudine vestică în perioada februarie-iunie.

Navele aflate în regiunea mai sus amintită au obligaţia de a transmite autorităţii din 6 în 6 ore informaţii asupra poziţie navei, drumului ei, vitezei de deplasare, vizibilităţii, temperaturii apei şi aerului, direcţiei şi vitezei vântului. În caz contrar, comandanţii sunt sancţionaţi în primul port de escală.

Prevederea vremii la bordul navei

Informaţiile despre elementele meteorologice asupra cărora se efectuează observaţii la bordul trebuiesc corelate cu caracteristicile climatice ale zonei geografice pe care o strabate nava. Orice creştere sau scădere peste normalul zonei respective a valorilor unui element atrage dupa sine modificarea si a altor parametri meteorologici.

Presiunea reprezintă un element ale cărui variaţii au un rol determinant în evoluţia condiţiilor de vreme.La bordul oricărei nave există în dotare cel puţin un barometru aneroid (metalic) şi un barograf. La întocmirea prognozelor se ţine cont de o serie de particularităţi ale evoluţiei formelor reliefului baric.

O creştere progresivă şi de durată a presiunii este un indiciu de vreme bună iar o scădere progresivă şi de durată indică o înrăutaţire a vremii. Orice variaţie neobişnuită, cu excepţia variaţiilor diurne de la tropice, constituie un semnal de atenţie.

Vremea rea este anunţată de o serie de reguli de bază în observaţia meteorologică:

Schimbarea vizibilităţii datorită evaporaţiei într-o zonă în care aceasta este în mod obişnuit bună

Mişcarea vizibilă a norilor în sens opus vântului de la sol, semn al apropierii rapide a unui front rece , cu vânt puternic şi precipitaţii

Deplasarea perpendiculară a doua straturi de nori inferiori, însoţită de vânt puternic

Direcţia de deplasarea anorilor este abătută spre dreapta faţă de direcţia vântului de la sol

Ploaia sau ninsoarea intensă dimineaţa, însoţită de vânt puternic Apariţia unei hule mari din direcţie diferită de cea a valurilor O vizibilitate neobişnuit de bună, însoţită de fenomenul de miraj-fata morgana

(aceasta indică o variaţie a gradientului termic vertical în stratele inferioare ale atmosferei)

Creşterea temperaturii seara şi noaptea , indiciu al înrăutăţirii vremii în următoarele 6-12 oreVremea bună sau îmbunătăţirea acesteia au la rândul lor o serie de semne:

Cer senin şi vânt slab seara Direcţia de deplasarea anorilor este abătută spre stânga faţă de direcţia vântului de la sol Intensificarea vântului după o ploaie de lungă durată Ploaia puternică noaptea cu vânt slab Scăderea vântului în intensitate şi girarea lui la dreapta Scăderea gradului de agitaţie a mării Colorarea cerului în nuanţe roze şi aurii la crepuscul Destrămarea spre seră a norilor Cumulus formaţi în timpul zilei Deformarea discului lunar şi solar la răsărit şi la apus Scintilaţia în lumină verde a stelelor

Asigurarea meteorologică şi hidrologică pentru navigaţie

Aceasta cuprinde informarea asupra stării reale a vremii dîndu-se date despre presiune, direcţia vântului, viteza vântului, temperatura aerului , umezeala relativă, nebulozitatea, vizibilitatea, starea de agitaţie a mării, temperatura apei la suprafaţă.

De asemenea, asigurarea face avertizări asupra fenomenelor periculoase. Sunt considerate situaţii de alertă cele în care : viteza vântului depăşeşte 11 m/s, starea mării depăşeşte gradul 5 pe scara Beaufort, vizibilitatea este sub 3 cabluri, averse puternice.

Observaţiile la bordul navei se fac cu ajutorul aparaturii de la bord, se înscriu în jurnalul de bord, se transmit sau se recepţionează la staţiile specializate.

Dată fiind importanţa cunoaşterii caracteristicilor vremii în zona în care urmează să navige nava, recepţionarea prin radio de la staţiile centralizatoare de către nave a mesajelor meteorologice prezintă un real interes.

Mesajele pot fi codificate sau în clar în limba engleză. Cele codificate presupun alocarea unui timp mai lung pentru decodificare dar sunt mult mai detaliate şi contribuie la o mai bună cunoaştere a situaţiei meteorologice. Cele în clarajută la interpretarea mai precisă a hărţilor sinoptice. În concluzie, este utilaă recepţionarea ambelor tipuri de mesaje.

Principalele coduri folosite sunt: Codul SHIP ( date asupra condiţiilor meteorologice de la o navă)

Codul MAFOR (Maritime Forecast-prognoze asupra unui sector sau raion) Codul IAC FLEET Codurile BATHY şi TESAC- se referă la temperatură şi salinitate şi curenţii din

domeniul marin la anumite adâncimi Codul SEMET- în clar, valorile elementelor sunt transmise într-o ordine

prestabilită

CODUL MAFOROrganizaţia Meteorologică Internaţională a adoptat acest cod pentru uz

internaţional, fiind folosit de serviciile meteorologice atunci când nu se pot transmite pentru nave mesaje în limba engleză.

Numele de cod MAFOR este folosit ca prefix la mesaj indicând că este vorba despre o prognoză pentru nave. Dacă se transmit mai multe mesaje deodată, prefixul va apărea doar în faţa mesajului colectiv.

Forma generală de prezentare a acestui cod este:

YYG1G1/ 0 AAAam 1 GDFmW1 2VSTxTn 3Dk P wHwHw

YY =data zileiG1G1 = ora de la care este valabilă prognoza

AAA=indicativul zonei maritime pentru care se face prognozaam = partea din zonă pentru care se face prognoza

0=întreaga zonă maritimă 5=SV1=NE 6=jumatatea de vest2=jumatatea de est 7=NV3=SE 8=jumătatea de nord4=jumătatea de sud 9=restul zonei

G=perioada de timp pentru care se face prognoza0=prognoză valabilă pentru momentul respectiv1= „ „ „ 3 ore2= 6 ore3= „ „ „ 9 ore4= 12 ore5= „ „ „ 18 ore6= 24 ore7= „ „ „ 48 ore8= „ „ „ 72 ore9= prognoză valabilă ocazional

D= direcţia vântului prevăzută0:calm 5:SV1:NE 6:V2:E 7:NV3:SE 8:N4:S 9: mai multe direcţii

Fm = forţa vântului în grade Beaufort0 :pâna la forţa 31 :42 :53 :64 :75 :86 :97 :108 :119 .12

W1= fenomenul meteorologic prevăzut 0=vreme bună cu vizibilitate peste 3 Mm

1=Temperatura aerului între -5 şi 0 ºC, posibilă depunere de gheaţă2=temperatura sub -5 ºC şi risc mărit de depunere a gheţii pe navă3=