|
|
|
FACTORII ATMOSFERICI - AVIATIE
Aerul atmosferic este caracterizat de 3 factori atmosferici care nu sunt legati functional ci sunt in interdependenta statica.
Cei 3 factori sunt: presiunea, temperatura si umiditatea.
In afara de acestia, aerul se mai caracterizeaza printr-o miscare turbulenta in raport cu suprafata terestra.
Ansamblul marilor miscari permanente si din care rezulta circulatia atmosferei depinde de distributia temperaturii pe glob si de rotatia pamantului.
Miscarea aerului constituie o problema fundamentala pentru meteorologia sinoptica (aceasta efectueaza observatii pentru prevederea de temperatura).
PRESIUNEA ATMOSFERICA, DENSITATEA
Presiunea atmosferica, densitatea si temperatura aerului
Datorita greutatii proprii aerul exercita asupra corpurilor o forta ce poarta denumirea de presiune.
Prin presiune se intelege apasarea exercitata de o coloana de aer avand suprafata bazei de 1cm2 si inaltimea egala cu inaltimea atmosferei.
Toricelli, prin experienta sa, dovedeste existenta presiunii atmosferice.
Unitatile de masura pentru masurarea presiunii atmosferice sunt milimetrul coloana de mercur (mmHg) si hectoPascalul (hPa). In anul 1986, Organizatia Meteorologica Mondiala a stabilit ca in onoarea savantului francez Blaise Pascal (1623 - 1662) sa se introduca unitatea de masura a presiunii numita 'Hectopascal', inlocuind vechea unitate de masura, milibarul: (1HPa = 1mb).
Pentru masuratori se foloseste mercurul deoarece are o densitate mare si necesita coloane relativ scurte.
760 mmHg = 1033,6 g/cm2;
1 g/cm2 = 1 dyna;
1 mmHg = 1,33 hPa.
Pentru un calcul rapid se ia 1mmHg = 4/3hPa si, respectiv,
1hPa = 3/4mmHg.
Masurarea presiunii se face cu ajutorul:
- barometrului cu mercur sau cu capsula aneroida;
- barografului (aparat inregistrator).
Functionarea acestor aparate se analizeaza la capitolul 'Instrumente de bord'.
Pentru efectuarea masuratorilor se face reducerea presiunii la 0oC, prin calcul sau tabele.
Experienta lui Variatia diurna a presiunii
Toricelli
a. variatia diurna reprezinta doua maxime si doua minime pentru 24 de ore astfel:
- maxime in jurul orelor 10 si 24 si
- minime in jurul orelor 04 si 16.
Aceste variatii diurne pot atinge un hectopascal (milibar) in zonele temperate si catva milibari in cele tropicale.
b. in afara variatiilor diurne exista si variatii sezoniere; astfel pe continent presiunea prezinta un maxim iarna si un minim vara, iar pe oceane maximul este vara si minimul este iarna.
c. variatiile accidentale sunt mai importante deoarece sunt legate de caracterul timpului.
Acestea sunt produse de perturbatiile atmosferice si pot atinge 10 mb intr-un timp scurt.
Variatia presiunii cu inaltimea
Presiunea atmosferica scade in altitudine datorita:
- scaderii densitatii aerului in inaltime;
- scurtarii coloanei de aer odata cu cresterea inaltimii.
Savantul Laplace a stabilit legea variatiei presiunii cu altitudinea. Aceasta este o functie logaritmica complexa. Pentru a usura calculele a fost introdusa treapta barica. Aceasta reprezinta distanta pe verticala, in metri, pentru care se inregistreaza o descrestere a presiunii atmosferice cu 1 milibar.
Treapta barica se calculeaza pe intervale pe care se poate aproxima o scadere liniara a valorii presiunii dupa cum urmeaza:
- la nivelul marii scade cu 1mb pentru 8,4 m sau cu 1 mmHg pentru fiecare 11,2 m;
- la 5000 m presiunea scade cu 1 mb la fiecare 16 m;
- la 11000 m presiunea scade cu 1 mb la fiecare 32 m.
Presiunea barometrica
Presiunea barometrica este forta exercitata pe unitatea de suprafata (1 cm2), de catre activitatea moleculelor componente, pe o coloana de aer a carei inaltime este egala cu grosimea atmosferei de deasupra suprafetei respective. Cand aerul este in reapus relativ, miscarea moleculelor este intamplatoare si presiunea se exercita uniform in toate directiile. Aceasta presiune se numeste presiunea statica sau barometrica.
Daca aerul ar fi in miscare ar trebui sa exercite o presiune suplimentara pe o suprafata opusa directiei vantului (niscarii aerului), aceasta este denumita presiune dinamica.
Marimile ce definesc vantul
Datorita fluiditatii sale aerul poate avea miscari orizontale, verticale sau inclinate.
Miscarea orizontala a aerului se numeste vant.
Miscarile verticale si inclinate se numesc curenti.
Vantul este provocat de diferenta de presiune (pe orizontala) de la loc la loc. Aceste diferente pe orizontala exista atat la nivelul solului cat si la inaltime. Cauza principala a acestor diferente o constituie incalzirea inegala a suprafetei terestre deci si a maselor de aer din vecinatatea acestora
Astfel spre zonele mai incalzite (unde presiunea este mai mica) se indreapta aerul mai rece (cu o presiune mai mare).
Girueta Anemometrul cu cupe
Marimile ce definesc vantul sunt directia si intensitatea (forta).
Prin directie, in meteorologie se intelege directia de unde 'sufla' (vine) vantul. Ea se indica prin grade sexagesimale cu urmatoarea corespondenta: N = 360o (0o); S = 180o; E = 90o; W = 270o.
Viteza vantului se exprima in urmatoarele unitati de masura: m/s; km/h; mile marine/h (= nod (1 mila marina = 1853m)).
Transformarea din km/h in m/s se face inmultind m/s cu 3,6 sau, aproximativ, inmultind m/s cu 4 si scazand din produs cifra zecilor.
Directia vantului este indicata la sol de giruete (vezi Fig, M.8.8.), iar in inaltime cu ajutorul baloanelor sau a radiosondelor.
Pe aerodrom, pentru masurarea directiei vantului, se mai foloseste maneca de vant si T-ul mobil.
Pentru masurarea intensitatii vantului se folosesc anemometrele cu cupe sau cu palete, sau anemografele.
Izobare
Distributia presiunii atmosferice pe suprafata globului este indicata pe hartile meteorologice cu ajutorul izobarelor.
Izobarele sunt liniile care unesc punctele cu aceeasi presiune atmosferica
Hartile izobarice pot fi anuale, lunare, zilnice, etc.
Terminologia de altimetrie
Aceste probleme se intalnesc in navigatia aeriana datorita deselor situatii cand va trebui sa urcam cu aeronava pana la o anumita inaltime. In cadrul acestor zboruri vom intalni urmatoarele defintii pentru inaltimi:
Inaltimea absoluta (H Abs) sau Altitudinea este distanta pe verticala masurata de la nivelul mediu al marii pana la punctul considerat unde se afla aeronava.
Inaltimea relativa (H Rel) sau inaltimea, este distanta pe verticala masurata de la suprafata de referinta a aerodromului pana la punctul considerat pentru masurarea inaltimii.
Inaltimea nivelului 91 (2700m) sau nivelul de zbor (FL), este distanta pe verticala masurata fata de suprafata izobarica de 760 mm col.Hg sau 1013.25 mb (HPa).
Inaltimea reala sau adevarata (H real sau H adev) este distanta pe verticala masurata dintre obstacolul survolat si aeronava. Datorita neregularitatilor terenului aceasta inaltime este variabila pe tot parcursul zborului.
Cota este inaltimea obstacolului masurata fata de nivelul mediu al marii.
In functie de aceste inaltimi in timpul zborului, organele de trafic vor transmite la echipaje urmatoarele presiuni:
- QNH = presiunea redusa la nivelul marii;
- QFE = presiunea la nivelul pistei;
- QNE (Std) = presiunea de referinta de 760 mm col Hg sau 1013.25Mb (HPa).
Treapta barica este distanta pe verticala dintre 2 planuri a caror diferenta de presiune este egala cu un mb (Hp).
1 hPa = 8.4 m;
1 mm col Hg = 11.2 m
Inaltimi
Astfel apar situatii cand in cadrul problemelor se cere sa se execute calcule si transformari din mmHg in mb (hPa) cat si transformari in functie de punctele de referinta fata de care se fac masuratorile.
Exemplu : O aeronava va decola de pe un aerodrom dupa QFE si va trebui sa urce pana la un anumit nivel (FL) dupa Std. Cunoscand cota aerodromului si presiunea se poate calcula ce spatiu pe verticala va avea de parcurs aeronava, deci timpul necesar si respectiv consumul de combustibil (pentru avioane).
Zona de tranzitie reprezinta suprafata din spatiul aerian pe verticala in cadrul careia o aeronava in urcare sau coborare executa proceduri de calaj altimetric, trecand pe Std la urcare pentru intrare pe nivelul de zbor FL, sau trecand altimetrul pe QFE-ul aerodromului in situatia executarii procedurilor de aterizare.
TEMPERATURA AERULUI
Prin temperatura se intelege starea de incalzire a unui corp (repectiv starea de incalzire a aerului).
Caldura este o forma de energie. Daca un corp primeste caldura el se incalzeste, iar cind cedeaza caldura el se raceste.
In natura schimbul de energie se face astfel incat corpurile mai calde cedeaza caldura celor mai reci.
Fiecare corp are o caldura specifica si in functie de aceasta el se va incalzi mai usor sau mai greu. Prin caldura specifica a unui corp intelegem cantitatea de caldura necesara pentru a incalzi cu un grad Celsius un kilogram din acel corp. Unitatea de masura este Joule/kg oC.
Corpurile avand calduri specifice diferite se vor incalzi de la aceeasi sursa (de exemplu soare) in mod diferit.
Energia de radiatie solara si terestra, temperatura
Incalzirea atmosferei se realizeaza de la pamantul incalzit de soare prin conductie la limita de contact cu aerul atmosferic si prin convectie pentru straturile indepartate. De la soare aerul primeste o cantitate foarte mica de caldura deoarece este un mediu transparent.
Suprafata terestra se incalzeste de la soare prin radiatie si datorita structurii diferite a acestuia (orase, lacuri, campii, munti, paduri) se va incalzi in mod diferit. Aerul din imediata vecinatate a solului se va incalzi prin contact de la sol, va deveni mai usor (mai putin dens) si va urca in altitudine dand nastere curentilor de convectie care vor incalzi la randul lor atmosfera pana la mari inaltimi.
Curentii turbulenti (starea de agitare dezordonata si transportul advectiv al unor mase de aer contribuie de asemenea la incalzirea atmosferei. Comprimarea sau dilatarea aerului produce de asemenea efecte termice (incalzire, racire).
Noaptea solul se raceste treptat si prin contact se va raci si aerul din apropierea solului (racire nocturna). Atmosfera terestra se comporta ca un termostat moderandu-si c[ldura ziua si intarziind pierderea acesteia noaptea.
Incalzirea atmosferei
Variatiile temperaturii aerului
A. Considerand acelasi loc de pe glob vom avea urmatoarele variatii de temperatura:
a. periodice: diurna si sezoniera;
In cazul variatiei diurne temperatura prezinta un maxim la cca. 2-3 ore dupa ce soarele a trecut la meridian (la verticala locului) si un minim dupa ce a rasarit soarele.
In cadrul variatiei sezoniere temperatura prezinta un maxim vara si un minim iarna;
b. neperiodice (accidentale) ale temperaturii sunt produse de perturbatii atmosferice ca de exemplu invazii de aer (cald sau rece).
B. Variatia temperaturii de la loc la loc se prezinta astfel:
- mergand pe meridian temperatura scade de la ecuator spre poli;
- invaziile de mase de aer (cald sau rece) fac ca pentru aceeasi ora sa avem pe locuri relativ apropiate diferente de temperaturi destul de mari.
Privind distributia temperaturii pe sol (deci pe orizontala), pe hartile sinoptice se traseaza izotermele din 5 in 5oC. (Izotermele reprezinta liniile ce unesc toate punctele cu aceeasi temperatura).
C. Variatia temperaturii in inaltime.
Temperatura in general scade cu inaltimea datorita faptului ca aerul este un mediu rau conducator termic. Uneori intre sol si 10 m pot fi variatii de temperatura de 5oC pana la 10oC. In inaltime temperatura scade in general. Totusi, pana la 5 km (in troposfera), nu intotdeauna temperatura va scadea cu inaltimea. Peste 5 km, temperatura scade cu 6.5oC/km pana la tropopauza (-45oC la pol si -80oC la ecuator).
Procese adiabatice
In atmosfera aerul care urca se destinde si ca urmare se raceste (in mod adiabatic) iar la miscarile descendente se incalzeste.
Convectia este si dinamica, caz in care se produc procesele de ascensiune, care are un caracter rapid, se produce o racire adiabatica cu consecintele:
convectia frontala, masa calda de aer este obligata sa urce pe panta aerului rece, si prin detenta are loc racirea adiabatica, conditie care determina ajungerea masei de aer la saturatie.
Convectia orografica determina aceleasi procese, cu aceleasi efecte, insa in acest caz, ascendenta aerului are loc pe pante montane, iar norul convectiv se poate forma spre varf, inca in partea din vant.
Gradientul temperaturii
Gradientul termic vertical reprezinta variatia temperaturii pentru o diferenta de nivel de 100 m. In meteorologie pentru intocmirea diagramelor aerologice (obtinute in urma sondajelor radio in altitudine), se foloseste, pentru aerul uscat, valoarea de 1oC/100 m (gradientul adiabatic uscat), iar pentru aerul umed saturat, valoarea de 0,5oC/100 m (gradientul adiabatic umed).
In aviatie s-a adoptat ca gradient mediu valoarea de 0,65oC/100m.
Stabilitate si instabilitate
Procesele fizice si fenomenele meteo din atmosfera sunt in stransa legatura cu stabilitatea atmosferei.
Atmosfera este instabila atunci cand miscarile verticale care se produc se propaga de la un nivel la altul (curentii ascendenti tind sa-si continue miscarea impulsionati de o accelaratie noua).
Atmosfera este stabila atunci cand miscarile verticale produse la un moment dat, nu pot sa se dezvolte si deci inceteaza (curentii ascendenti formati in urma unui impuls oarecare se vor opri din miscarea acensionala).
Pentru a explica mai bine ce se intampla in cazul unei atmosfere stabile sau instabile, trebuie sa aratam ca in cadrul radiosondajelor care se executa la anumite ore din zi se urmareste si scaderea temperaturii cu inaltimea. Aceasta scadere se traseaza pe o diagrama aerologica. Totodata, trebuie specificat faptul ca in interiorul unei mase de aer care urca, scaderea de temperatura se realizeaza dupa gradientul adiabatic uscat (temperatura scade cu 1oC/100 m), iar dupa condensare, scaderea se produce dupa gradientul adiabatic saturat (temperatura scade cu 0,5oC/100 m).
Considerand o particula de aer la nivelul solului in echilibru prin ridicare ea va suferi unele schimbari (scade temperatura). In functie de temperatura particulei si a mediului vom intalni urmatoarele situatii:
- temperatura aerului inconjurator este mai mare decat temperatura particulei ridicate de la sol. In acest caz particula este antrenata intr-o miscare descendenta, revenind in pozitia initiala. Este cazul echilibrului stabil;
- temperatura aerului inconjurator este mai mica decat temperatura particulei. In acest caz particula este antrenata intr-o miscare ascendneta, tinzand sa se departeze de la pozitia initiala de echilibru (nivelul solului). Este cazul echilibrului instabil;
- temperatura aerului inconjurator este egala cu temperatura particulei. In acest caz nefiind supusa unei forte (diferenta de presiune, respectiv temperatura), particula ramane in echilibru la nivelul egalitatii temperaturii. Este cazul echilibrului indiferent.
In urma sondajului se determina gradientul termic vertical al mediului si trasandu-se pe o diagrama aerologica vom gasi urmatoarele situatii:
- gradientul termic vertical real este mai mare decat gradientul adiabatic uscat (gradientul termic real se afla la stanga adiabatei uscate); Este cazul echilibrului instabil uscat;
- gradientul termic vertical real este mai mic decat gradientul adiabatic saturat (gradientul termic real se afla la dreapta adiabatei saturate); Este cazul echilibrului stabil saturat;
Diagrame aerologice
- cand gradientul termic vertical real este egal cu gradientul adiabatic uscat, echilibrul este indiferent in aer uscat.
- gradientul termic vertical real este mai mic decat gradientul adiabatic saturat (gradientul termic real se afla la dreapta adiabatei saturate); Este cazul echilibrului stabil saturat;
- cand gradientul termic vertical real este egal cu gradientul adiabatic uscat, echilibrul este indiferent in aer uscat.
Inversiune, izotermie
Zona in care temperatura creste odata cu cresterea de inaltime se numeste zona de inversiune sau, simplu, inversiune.
Izotermia este reprezentata de zona in care temperatura este stationara cu cresterea de inaltime.
Cauzele care produc inversiunile si izotermiile sunt multiple:
- radiatia nocturna in noptile senine;
- invazii de aer rece care produc inversiuni la sol;
- comprimarea aerului, invazii de aer pe diferite straturi, paturi de nori, caldura de condensare a vaporilor de apa;
- fronturile meteorologice care produc inversiuni sau izotermii in altitudine.
In situatia inversiunilor la sol se produce ceata ce are ca efect micsorararea vizibilitatii.
Efectele radiatiei, advectiei subsidentei si convergentei
Dupa cauzele care le determina se cunosc trei feluri de miscari ascendente si anume:
a. Miscari ascendente si descendente convective, datorate incalzirii neuniforme a pamantului. In situatia cand insolatia este puternica si solul este omogen apar miscari de convectie.
Aceste miscari se caracterizeaza prin faptul ca au o zona centrala ascendenta, o zona descendenta la exteriorul curentului si o zona convergenta la baza descendentei.
Curentii ascendenti se mai numesc si curenti termici. Acestia se mai caracterizeaza si prin faptul ca in zona divergenta de la varful miscarii iau nastere norii Cu de apa, datorita racirii adiabatice a masei de aer ascendenta.
b. Miscarile ascendente produse prin alunecare apar atunci cand masa de aer in deplasare este obligata sa urce panta unui deal sau munte.
Se intalnesc urmatoarele situatii:
- o masa de aer cald urca peste o masa de aer rece (front cald);
- o masa de aer rece in miscare disloca o masa de aer cald pe care o obliga sa urce (frontul rece);
- o masa de aer urca pe o panta orografica, curentul ascendent inceteaza odata cu atingerea varfului pantei.
Curent ascendent prin alunecare
c. Miscari ascendente produse de turbulenta dinamica;
O masa de aer in miscare urca panta unui obstacol ajungand astfel deasupra stratului stabil de la sol. Datorita impulsului de miscare si datorita faptului ca stratificarea atmosferei spre varful obstacolului este instabila, masa de aer continua sa urce dand nastere unui curent ascendent termic.
Masele de aer fiind rau conducatoare de caldura, in urcare se vor destinde in mod adiabatic (fara schimb de caldura cu exteriorul) datorita scaderii presiunii atmosferice si din aceasta cauza se vor raci.
Scaderea temperaturii in interiorul masei ascendente se produce dupa gradientul termic uscat pana la nivelul de condensare si apoi scaderea temperaturii, in interiorul norului, se produce dupa gradientul umed.
Curentul ascendent termodinamic
Conditiile de formare a ascendentelor
Conditiile de formare a ascendentelor depind de starea de echilibru a atmoferei.
Dupa cum am vazut, ascendentele se pot forma numai in situatia unei atmosfere instabile, cand un rezervor de aer cald (cu o diferenta de 2-3oC fata de mediul ambiant) primeste un impuls si incepe sa urce.
Scaderea temperaturii se produce urmarind adiabata uscata (iar dupa condensare, urmarind adiabata umeda) si ascensiunea va continua pana cand particula de aer intalneste un strat stabil (inversiune sau izotermie). In acest moment, se spune ca am atins nivelul de echilibru.
Daca totusi instabilitatea continua si in interiorul norului dezvoltarea acestuia se va face pana la inaltimi mari.
Masurarea temperaturii
Se realizeaza cu ajutorul termometrelor (cu alcool sau cu mercur).
Mai exista termometre de maxima si de minima temperatura, precum si termometre inregistratoare numite termografe.
Unitati de masura pentru temperatura:
- gradul Celsius (oC); se considera 0oC punctul de inghet al apei si 100oC punctul de fierbere a apei;
- gradul Kelvin (oK); ca valoare 1oK=1oC, dar 0oK este zero absolut, rezultand:
0oK = -273.15oC;
0oC = 273.15oK;
100oC = 373.15oK;
- gradul Fahnrenheit (folosit in tarile anglo-saxone); -32oF= punctul de inghet al apei si 212oF= punctul de fierbere a apei;
1oC = 9/5oF;
1oF = 5/9oC.
In mod obisnuit temperaturile mai mari de 0oC se noteaza cu '+' (de exemplu +15oC), iar cele mai mici de 0oC se noteaza cu '-' (de exemplu -25oC).
Temperatura standard in aviatie este de +15oC la 760 mm Hg
Masurarea temperaturii
UMIDITATE SI PRECIPITATII
Dupa cum am vazut la structura atmosferei, in aer vom gasi, in afara de elementele chimice, apa. Aceasta se poate afla sub cele 3 stari de agregare pe care le cunoastem: gazoasa, lichida si solida, dupa cum urmeaza:
- starea gazoasa – vapori de apa, este invizibila;
- starea lichida - sub forma picaturilor fine de apa care formeaza ceata, burnita, ploaia, norii, etc.;
- starea solida - zapada, gheata, grindina, etc.
Vaporii de apa in atmosfera
In atmosfera apa poate exista sub cele 3 stari: solida, lichida si gazoasa.
Continutul in apa al atmosferei este variabil si provine din evaporarea apelor de suprafata (oceane, lacuri, rauri, transpiratia plantelor, etc.). Evaporarea are loc pana cand aerul devine saturat, adica el contine cantitatea maxima de vapori, surplusul condensandu-se. Procesul de evaporare depinde de temperatura; astfel daca temperatura este mai mare si cantitatea de vapori poate fi mai mare.
Tensiunea vaporilor
Vaporii de apa, ca si celelalte gazeexercita o presiune denumita presiunea sau tensiunea vaporilor, care se noteaza cu “e” si se masoara in mb.
Saturatia este o stare de echilibru realizata atunci cand exisa egalitate intre evaporare si reintoarcerea in stare lichida a vaporilor. Presiunea vaporilor exercitata in aceste conditii este denumita presiunea vaporilor saturati sau tensiunea maxima si se noteaza cu “E”. aceasta depinde de temperatura, astfel cantitatea vaporilor de apa necesara pentru saturatia aerului descreste odata cu temperatura.
Valoarea tensiunii maxime “E” deasupra ghetii este mai mica decat deasupra apei . la aceeasi temperatura ., vand apa este supraracita.ghetii
Punctul de roua, raport de amestec, umiditatea absoluta, relativa si specifica
Punctul de roua este temperatura la care aerul devine saturat prin racire la o presiune constanta.
El depinde de presiunea vaporilor de apa si este independent de temperatura initiala.
Daca luam o cantitate de aer si ii micsoram temperatura, se ajunge la un moment cand aerul se va satura, producandu-se condensarea.
Temperatura la care aerul devine saturat se numeste tempertura punctului de roua
Umezeala absoluta (Ua) exprima cantitatea de vapori de apa in grame continuta de 1m3 de aer (in momentul determinarii). Se detemina astfel: se ia un tub cu o substanta higroscopica care se cantareste. Se aspira prin tub 1m3 de aer si se cantareste din nou tubul. Diferenta de greutate reprezinta tocmai cantitatea de vapori de apa. Umezeala absoluta este direct proportionala cu temperatura. Astfel iarna umezeala absoluta nu depaseste 5gr/m3, iar vara este peste 10-15gr/m3.
T (oC)
-30
-20
-10
0
10
20
30
Uam (g/m2)
0.3
1,1
2,3
4,9
9,4
17,3
30,4
Din tabelul de mai sus se observa ca umezeala absoluta maxima creste odata cu cresterea temperaturii aerului.
Umezeala relativa (Ur) exprima raportul dintre umezeala absoluta si umezeala absoluta maxima, in procente Ur
Ur = Ua/Uam 100 ( %)
Umezeala relativa variaza invers proportional cu temperatura; astfel in zilele calduroase de vara ea este mai mica, decat noaptea (cand temperatura este mai mica). Altfel spus umezeala relativa este raportul dintre tensiunea elastica a vaporilor de apa in momentul respectiv si teniunea maxima ce o poate avea aerul la temperatura din momentul respectiv.
Condensare si evaporare
In inaltime datorita scaderii presiunii, aerul se dilata (isi mareste volumul). Deoarece pentru masa de aer care urca, cantitatea de apa ramane aceeasi (dar volumul se mareste), umezeala absoluta se micsoreaza astfel ca Ua ajunge la inaltimea de 000 m sa aiba doar o zecime din valoarea de la sol.
Umezeala relativa creste pana la nivelul de condensare, atinge cele mai mari valori in nori iar deasupra scade brusc, deoarece aerul devine foarte uscat.
Nivelul de condensare reprezinta inaltimea la care umezeala relativa devine 100% (vaporii de apa condenseaza). In acest moment apar norii.
Precipitatii
Prin precipitatie se intelege apa care cade din nori, indiferent de forma (starea sub care se prezinta). Precipitatiile fac parte din hidrometeori.
Cauzele formarii:
Vaporii de apa condensati sub forma de picaturi fine (avand diametrul cuprins intre 0,01 mm si 0,05 mm) sau cristalele de gheata, de asemenea foarte fine, care intra in componenta norilor, pentru a da nastere hidrometeorilor (mii de picaturi fine) se unesc si, datorita greutatii, cad pe pamant.
Ploaia este formata din picaturi de apa cu un diametru mai mare de 0,5 mm. Picaturile sunt dispersate si au o viteza de cadere de 2-5 m/s. In mod obisnuit, ploaia cade din Nimbostratus, Stratus si Stratocumulus.
Este periculoasa pentru aviatie, intrucat micsoreaza vizibilitatea, infunda conductele instrumentelor de bord, se depune pe aeronava si ingheata uneori
Lapovita este o forma de precipitatie formata dintr-un amestec de picaturi de ploaie si fulgi de zapada, care cade din norii Nimbostratus.
Zapada (ninsoarea) este constituita din cristale ramificate, uneori sub forma de stelute. Se produce din aceiasi nori ca si ploaia.
Burnita este o forma lichida de precipitatie (picaturi mici si dese de apa cu diametrul sub 0,5 mm). Poate sa cada din norii Stratus, Nimbostratus si uneori din norii Stratocumulus. Aceasta este periculoasa cand ingheata deoarece formeaza polei.
Mazarichea este formata din graunte de gheata cu diametrul de aproximativ 0,2-0,5 mm.
Grindina este constituita din particule sau bucati de gheata cu diametrul intre 5-50 mm. Uneori poate fi sub forma de blocuri-placi. Este produsa de norii Cumulonimbus (Cb). Si aceasta este foarte periculoasa pentru aviatie.
Aversa este o precipitatie lichida sau solida (cade din Cb sau din Cu con) si se caracterizeaza prin cantitatea mare de apa in timp mic.
Ca precipitatii, se mai pot exemplifica: pacla, ceata, etc.
Masurarea umezelii
Dintre marimile fizice ale umezelii aerului singura care se poate masura direct este umezeala relativa. Instrumentul cu care se face masurarea se numeste higrometru.
Acesta se construieste cu un fir de par (blond si degresat), care este foarte sensibil la umezeala (adica se intinde foarte mult la umezeala).
Pentru masurarea temperaturii punctului de roua si a umezelii relative (se scoate din tabele) se foloseste psihrometrul.
Acesta este format din doua termometre din care unul are bulbul umed si unul bulbul uscat.
Prin intermediul unei turbine se sufla peste aceste termometre (asupra bulbului) un metru cub de aer. La sfirsitul operatiei se citeste diferenta de temperatura.
In functie de temperatura ambianta si de diferenta respectiva din tabele se va scoate umezeala relativa si temperatura punctului de roua.
Variatia umezelii
Ca si la temperatura vom avea variatii periodice si accidentale:
Variatii periodice (regulate)
a. diurna si
b. sezoniera;
Variatia diurna
- Uam creste ziua, iar noaptea scade;
- Ua creste ziua, scade noaptea (ziua evaporarea este mai intensa datorita temperaturii mai mari);
- Ur este mai mare noaptea si mai mica ziua (ziua apa se evapora si noaptea cantitatea evaporata duce la cresterea Ur datorita scaderii temperaturii si respectiv a Uam;
Variatia sezoniera
- Uam creste vara si scade iarna;
- Ua este mai mica vara fata de iarna, cand temperaturile sunt mai mici;
- Ur ca si umezeala absoluta este mica vara fata de iarna.
Variatia accidentala a umezelii se produce datorita miscarilor maselor de aer, miscari datorate anumitor cauze (de exemplu diferenta de temperatura de la un loc la altul).
Higrometrul Psihrometrul
Instrumente de masurare a umezelii
PRESIUNEA SI VANTUL
Camp de presiune inalta si joasa
Daca izobarele formeaza o serie de cercuri concentrice in jurul unui punct, aceasta zona se numeste centru de presiune.
Ciclonul
Se mai numeste centru de minima presiune si este o forma barica caracterizata prin descresterea presiunii catre centrul sistemului
Izobara exterioara de referinta este de obicei 1010 mb.
Vantul are o miscare de la exterior spre centru sau in sens invers acelor de ceasornic (pentru emisfera noastra).
Facand o paralela intre izobare si curbele de nivel putem asemana ciclonul cu o depresiune orografica sau o caldare.
Anticiclonul
Se mai numeste centru de maxima presiune si este o forma barica caracterizata prin cresterea presiunii de la exterior spre centrul sistemului.
De obicei izobara exterioara care delimiteaza sistemul este de 1020mb.
In anticiclon vantul bate de la centru spre exterior in sensul acelor de ceasornic rotindu-se totodata in jurul sau.
Comparandu-l cu formele de relief, anticiclonul ar fi analog muntilor izolati sau mameloanelor. Acest lucru este posibil deoarece in reprezentarea topografica si valoarea curbelor de nivel creste spre centrul reprezentarii. Pe hartile sinoptice, ciclonul se noteaza cu D iar anticiclonul cu MB sau M.
Talvegul baric (T) este analog unei vai topografice si se caracterizeaza prin izobare in forma de 'V'. Cotele izobarice descresc din exterior spre valea talvegului
Dorsala anticiclonica este o prelungire a anticiclonului si are izobarele in forma de 'U', ale caror cote cresc de la margine spre axa mediana a dorsalei.
Saua barica este
analoaga seii ce leaga doua masive muntoase. Izobarele cresc din exterior
spre axa seii.
Miscarea atmosferei, gradient baric
Stim ca vantul reprezinta miscarea orizontala a aerului fata de suprafata terestra. Ca sa se produca aceasta miscare, este necesara o forta.
Dacaaerul se deplaseaza pe o cale curbata atunci are o accelerare in directia centrului curburii. Deci de la linia dreapta a miscarii (vantul geostrofic) se ajunge Ia o traiectorie curbata, datorita fortei ciclostrofice, forta care actioneaza spre centrul unui ciclon, cat si a unui anticiclon.
Deci forta presiunii, forta lui Coriolis si forta ciclostrofica dau rezultanta denumita vant de gradient. Daca vantul geostrofic este o miscare echilibrata, din cauza curburii izobarelor, miscarea devine instabila.
Miscarea orizontala si verticala, convergenta si divergenta
In cazul aerului, forta care produce miscarea orizontala este diferenta de presiune. Aceasta diferenta, raportata la o unitate de lungime (se ia ca unitate de lungime un grad de latitudine care este echivalent cu 111km) se numeste gradient baric.
Miscarea aerului produsa de forta de gradient a presiunii este perpendiculara la izobare (sau izohipse in altitudine).
Datorita miscarii de rotatie a pamantului intra in functiune forta lui Coriolis, aerul fiind deviat, in emisfera nordica, spre dreapta directiei sale de miscare
In miscarea maselor de aer la sol intervine si forta de frecare care va avea ca efect schimbari de directie si de viteza datorate neuniformitatii solului.
Forta Coriolis se combina cu forta de frecare pentru a echilibra forta de presiune.
Datorita fortelor mentionate mai sus, daca privim o harta sinoptica, vom vedea ca la sol vantul face un unghi de 30o fata de izobare, izohipse la inaltime.
Zonele inalte Avand in vedere ca odata cu cresterea inaltimii forta de frecare scade (la 1000 m devine neglijabila), vantul apare paralel cu izohipsele datorita miscarii aerului spre dreapta in emisfera nordica (forta Coriolis). In acelasi timp viteza creste.
Tinand seama de efectul de deviere si rotire a vantului se poate spune (in timpul zborului, pentru emisferea nordica) ca atunci cand vantul este de spate (la sol si in altitudine), presiunea joasa este in stanga .
Vantul de suprafata si geostrofic
Vantul de suprafata
Aerul intra in miscaresub actiunea fortei de presiune. Acesata forta are la origine diferenta de presiune atmosferica existente intre doua puncte situate pe o suprafata de la acelasi nvel. Ea isi exercita actiunea de la preciuni inalte spre presiuni joase, pe o harta sinoptica ar trebui sa actioneze perpendicular pe izobare, intensitatea depinzand de gradientul baric.
In zonele cu preciuni joase (depresiuni), unde gradientul baric este mare, izobarele fiind dense, vantul devine intensificat.
In zonele cu presiune inalta, gradientul baric fiind slab, izobarele sunt distantate, iar viteza vantului este moderata sau chiar slaba.
Vantul geostrofic
Daca globul ar fi imobil, vantul ar trebui sa se dirijeze de la presiuni inalte spre presiuni joase urmand o traiectorie perpendiculara la izobare pe hata de sol si la izohipse pe harta de altitudine.
Datorita miscarii de rotatie a pamantului, insa in functie de forta lui Coriolis, aerul fiind deviat in emisfera nordica spre dreapta directiei sale de miscare.
Fata de forta de presiunii, forta lui Coriolis este egala si de sens contrar, de unde rezulta un echilibru al fortelor cand izohipsele sunt drepte si paralele. Daca nu exista si actiunea altor forte, iar gradientul presiunii nu se schimba, miscarea devine echilibrata, denumita echilibru sau vant geostrofic.
Forta lui Coriolis este nula la ecuator si maxima la poli, depinzand de latitudine, viteza unghiulara a pamantului si de viteza masei de aer.
Deci :
F. Coriolis = 2V.w.sin ѱ
Viteza vantului geostrofic poate fi masurata cu ajutorul unei scale care se plaseaza perpendicular pe izobare, dat fiind ca viteza este direct proportionala cu gradientul presiunii
Efectul gradientului si al forfecarii vantului asupra decolarii si aterizarii
Schimbarea brusca a vectorului vectorului vant (directie, sens si intensitate) de-a lungul traiectoriei de zbor a unei aeronave reprezinta forfecarea vantului.
Exista forfecari ale vantului in atmosfera libera, cat si in apropierea solului, cele mai importante fiind cele de pe panta de aterizare – decolare.
Aeronava poate fi afectata de forfecare in axul ei longitudinal sau in cel transversal.
In aceasta situatie vorbim despre forfecarea transversala sau laterala care provoaca abateri laterale (stanga – dreapta) fata de directia pantei de aterizare obligata.
Majoritatea aeronavelor au un exedent de viteza (fata de viteza de angajaere) apreciabila, in zborul de apropriere, dar o intarziere in recunoasterea si corectia unei pierderi de viteza din cauza forfecarii vantului va avea ca rezultat o depreciere a capacitatii de redresare a avionului.
Relatii de dependenta intre izobare si vant; legea Buy Ballot
Pentru ca presiunea este forta generatoare a vantului, trebuie sa retinem regula lui Buy Ballot referitoare la relatia dintre vant si presiunea atmosferica:
in emisfera nordica vantul circula in jurul anticiclonilor dinspre centru spre periferie in sensul acelor de ceasornic;
in depresiuni (ciclon) circulatia este de la periferie spre centru, invers acelor de ceasornic.
Pentru un avion, cand vantul este de spate (si la sol si in altitudine), in enisfera nordica presiunea joasa se gaseste in stanga.
Pe hartile de altitudine vantul este paralel cu izohipsele lasand altitudinile mai joase la stanga
Turbulenta si rafale
In afara stratului de frecare, in cadrul troposferei exista adesea turbulenta neinsotita de nori, deci in aer clar.
Aceasta turbulenta poate fi generata de cauze termice sau dinamice.
Turbulenta termica provine din curentii de convectie de la suprafata, dezvoltandu-se mult pe verticala, deci de instabilitatea atmosferei.
Turbulenta dinamica se datoreste frecarii maselor de aer cu caracteristici diferite, in altitudine, de unde rezuta tulburarea fileurilor de aer, initial laminare.
Turbulenta dinamica se mai intalneste si la schimbarea vitezei vantului cu inaltimea, depasind o anumita limita.
Zborul aeronavelor in conditii deturbulenta.
Turbulenta de orice fel este importanta pentru ca miscarile neregulate ale aerului prezinta fluctuatii in viteza sau unghiuri de atac fata de suprafetele aerodinamice, cauzand variatia portantei, rezistentei si fortelor de comanda.
Turbulenta se poate manifesta prin rafale, care pot lovi un avion din orice directie, cu durata intensitate si frecventa variata.
Avionul reactioneaza la componentele rafalei in plan longitudinal, lateral si vertical.
Cand rafala este de fata (vantul creste in intesitate), va creste si portanta aeronavei, ceea ce va determina o ridicare a botului, avionul avand tendinta sa urce.
Rafala laterala va cauza o rotire si tendinta avionului de a se inclina.
Vanturi locale, foenul, briza de uscat si briza marina
A. In functie de structura vom avea: vant laminar si vant turbulent;
a. vant laminar;
In situatia cand vantul are o miscare uniforma, atat in ce priveste viteza cat si directia, scurgerea aerului facandu-se in straturi paralele, spunem ca avem vant laminar
b. vant turbulent;
In cazul cand intalneste obstacole, vantul sufera variatii in ceea ce priveste directia si intensitatea, devenind vant turbulent
Uneori, fata de viteza medie vantul poate prezenta cresteri bruste de viteza sau salturi ce poarta denumirea de rafale. Pentru ca vantul sa fie considerat rafalos este necesar ca durata unei rafale sa nu depaseasca doua minute. Peste 12m/s, vantul devine suparator pentru navigatia aeriana, mai ales atunci cand are caracter de vijelie.
Vant laminar
B. Vanturi periodice si regulate;
Din observatiile si studiile facute s-a vazut ca, in anumite zone ale globului, vantul are un caracter permanent si regulat. Astfel in zonele dintre ecuator si tropice, sufla vanturile alizee. In zona asiatica si Oceanul Indian se produc vanturi sezoniere numite musoni (de ex: musonul indian).
C. Vanturi locale;
Datorita configuartiei solului foarte diferita, care detemina incalziri diferite, iau nastere vanturi locale, cum ar fi: brizele marine sau de uscat, efectul de feohn.
Brizele marine, care sunt miscari ale aerului pe orizontala determinate de incalzirea diferita a uscatului fata de mare
Aceste miscari sunt ziua de la mare spre uscat (briza de mare) iar noaptea de la uscat spre mare (briza de uscat).
Acest lucru se datoreaza faptului ca uscatul se incalzeste mai repede ziua si se raceste mai repede noaptea.
Brizele de mare se simt pe continent pana la cca. 10-15 km distanta de apa si au o viteza de aproximativ 5 km/h.
Briza de mare
Briza de munte (vantul catabatic) ia nastere in zonele muntoase si este
determinata de racirea mai rapida a crestelor noaptea; aerul rece coboara pe
panta la vale, iar ziua in conditii de insolatie, crestele se
incalzesc, aerul devenind mai putin dens fiind inlocuit de aerul mai
rece de pe vale care urca spre creste. Astfel ia nastere briza de
vale.
Briza de munte
c. efectul de foehn se produce atunci cand, din diferite cauze, pe doi versanti ai unui munte avem diferenta de presiune (pe unul maxim si pe altul minim), aerul mai dens urca pe munte si coboara pe partea cealalta a acestuia.
Aerul antrenat pe panta ascendenta se raceste dupa adiabata uscata (se raceste cu 1oC/100m), pana la saturatie, cand, prin condensare, eliberandu-se caldura latenta, se va raci dupa adiabata umeda (0,5oC/100m).
Pe creasta norul se precipita sau isi urmeaza calea pe orizontala, iar un fileu de aer uscat coboara cu panta. La coborare, prin comprimare aerul se incalzeste si fiind uscat, se va incalzi dupa adiabata uscata (1oC/100m).
Vantul cald si uscat care coboara pe panta unui munte reprezinta efectul de foehn
Astfel, in urma acestui efect, la piciorul pantei, in partea de sub vant aerul este mai cald decat cel de la piciorul pantei din vant.
La noi in tara exista multe zone in care se resimte efectul de fohn cum ar fi: vantul mare din Fagaras (mancatorul de zapada), in Podisul Mehedinti, zona Caransebes, etc.
d. undele orografice.
In timp ce la efectul de foehn aerul urca si apoi coboara pe celalalt versant, aici coborarea este rareori laminara (urmarind profilul reliefului), frecvent insa devine turbionara. Din acest motiv scurgerea este perturbata, perturbare ce se resimte pana la de 3-4 ori inaltimea obstacolului in functie de urmatorii factori:
- vantul sufla dinspre munte dintr-o directie de pana la 30o fata de perpendiculara la sistemul noros, directie care se mentine constanta pana la creasta;
- existenta unui sistem noros cu inaltimi apreciabile si pante accidentate;
- intensitatea vantului la piciorul pantei este de peste 8m/s si se mareste spre creasta;
- existenta unei atmosfere cu stratificare termica stabila (existenta unei zone de izotermie sau inversiune);
- perturbarea atmosferei (deformarea curentului aerian) nu se limiteaza la straturile de aer invecinate crestelor, ci se resimte pana la distante mari fata de crestele muntoase, in partea de sub vant.
Sub aceste miscari ondulatorii ale maselor de aer deformate, apar deseori zone turbionare pe axa orizontala fata de creste, turbioane numite rotori.
Turbulenta in cadrul acestor zone este deosebit de intensa, curentii verticali, in vecinatatea rotorilor si mai ales in interiorul lor poate depasi 8 m/s.
La noi in tara din cauza influentelor climatice din Europa Centrala si Bazinul Mediteranei, intalnim o gama variata a vanturilor locale:
- Crivatul este vantul cel mai specific in Moldova, Dobrogea, sudul si estul Munteniei si sufla in special iarna;
- Austrul sufla dinspre sud in zona Olteniei, Banatului, Crisanei, ajungand in Moldova ca un vant cald, uscat, aducand geruri mari;
- Nemirul sufla in depresiunile din estul Tansilvaniei si a Brasovului fiind considerat ca o prelungire a crivatului care se strecoara prin trecatorile Carpatilor Orientali.
Undele orografice
Circulatia generala a aerului
Dupa cum am vazut, miscarea aerului este cauzata de repartitia inegala a presiunii atmosferice, aerul deplasandu-se din regiunile anticiclonice catre cele ciclonice in straturile inferioare si invers in paturile mai inalte.
Cauza principala care provoaca o distributie inegala a presiunii pe glob este incalzirea neuniforma a suprafetei terestre. Pe glob exista un focar permanent de caldura (zona intertropicala) si doua focare de frig (calotele polare).
Circulatia generala a atmosferei este prezentata in figura urmatoare, unde se observa ca aerul rece de la poli se indreapta spre zonele tropicale, iar pentru inaltime o importanta deosebita o au curentii jet.
Circulatia atmosferei
