1

METEOROLOGIE HIDROLOGIE MARINACuprins

Unitate de nvare

TITLUL

Pag.

INTRODUCERE

9

1

OBIECTUL METEOROLOGIEI. ATMOSFERA. Obiectivele Unitii de nvare nr.1 1.1. Meteorologia istoric, metode de cercetare. 1.2. Atmosfera. Structura atmosferei. ntrebri recapitulative

10

2

PROCESE TERMICE IN ATMOSFERA. TEMPERATURA AERULUI Obiectivele Unitii de nvare nr. 2 2.1. Procese termice in atmosfera. 2.2. Temperatura aerului. 2.3. Determinarea temperaturii aerului ntrebri recapitulative

21

3

PRESIUNEA ATMOSFERICA Obiectivele Unitii de nvare nr.3 34

2

3.1. Presiunea atmosferica. 3.2. Variatiile periodice si neperiodice ale presiunii atmosferice. 3.3. Harta reliefului baric 3.4. Principalele forme ale reliefului baric 3.5. Repartitia presiunii atmosferice la nivelul Pamantului 3.6. Determinarea presiunii atmosferice. ntrebri recapitulative

4

VANTUL Obiectivele Unitii de nvare nr.4 4.1. Vantul Definitie, cauzele formarii. 4.2. Elementele vantului. Forte modificatoare. 4.3. Variatiile periodice ale vantului. Circulatia generala a atmosferei. 4.4. Vanturi regulate si periodice. 4.5. Vanturi locale. Efectele vantului asupra starii navelor. 4.6. Instrumente pentru determinarea elementelor vantului. ntrebri recapitulative

49

5

VAPORII DE APA DIN ATMOSFERA. UMIDITATEA AERULUI.

70

3

5.1. Vaporii de apa din aer. Marimi higrometrice. 5.2. Procese de evaporare si condensare. 5.3. Condensarea la nivelul solului si la mica inaltime. Ceata Vizibilitatea atmosferica. 5.4. Instrumente pentru masurarea umiditatii ntrebri recapitulative

6

NORI. NEBULOZITATE. PRECIPITATII. Obiectivele Unitii de nvare nr. 6 6.1. Condensarea la mare inaltime. Norii. 6.2. Clasificarea norilor. 6.3. Precipitatiile atmosferice. Formare. 6.4. Clasificarea precipitatiilor. Simboluri. Variatii. ntrebri recapitulative

87

7

MASE DE AER SI FRONTURI ATMOSFERICEObiectivele Unitii de nvare nr. 7 7.1. Masele de aer. 7.2. Clasificarea si descrierea maselor de aer. 7.3. Fronturi atmosferice. 7.4. Clasificarea fronturilor atmosferice. 7.5. Frontul cald. 7.6. Frontul rece. 7.7. Frontul oclus. 102

4

ntrebri recapitulative

8

CICLONII TROPICALI Obiectivele Unitatii de invatare nr.8 8.1. Ciclonii tropicali formare,structura, deplasare. 8.2. Asemanari si deosebiri intre depresiunile extratropicale si ciclonii tropicali. 8.3. Informatii si reguli practice privind navigatia in zonele afectate de cicloni tropicali. Intrebari recapitulative

118

9

OBSERVATII METEOROLOGICE EFECTUATE LA BORDUL NAVEI Obiectivele Unitatii de invatare nr.9 9.1. Observatii meteo la bordul navei asupra presiunii, vantului, norilor, ciclonilor tropicali. Intrebari recapitulative

130

10

FENOMENE OPTICE, ACUSTICE SI ELECTRICE IN ATMOSFERA Obiectivele Unitatii de invatare nr.10 10.1. Fotometeori 10.2. Electrometeori Intrebari recapitulative

141

11

ASIGURAREA HIDROMETEOROLOGICA DE

150

5

NAVIGATIE Obiectivele Unitatii de invatare nr.11 11.1. Informarea hidrometeorologica de navigatie 11.2. Mesaje hidrometeorologice. Avertismente. 11.3. Codul SHIP. 11.4. Codul MAFOR 11.5. Codul SEMET 11.6. Simboluri utilizate la intocmirea hartilor meteo. Intrebari recapitulative

12

OCEANELE GLOBULUI Obiectivele Unitatii de invatare nr.12. 12.1. Notiuni introductive in oceanografie 12.2. Elementele reliefului oceanic Intrebari recapitulative

177

13

OCEANELE SI MARILE Obiectivele Unitatii de invatare nr.13. 13.1. Generalitati 13.2. Oceanul Atlantic 13.3. Oceanul Pacific 13.4. Oceanul Indian 13.5. Oceanul Inghetat de Nord Intrebari recapitulative

182

14

PROPRIETATILE FIZICO CHIMICE ALE6

191

APELOR MARINE Obiectivele Unitatii de invatare nr.14. 14.1. Temperatura apelor marine 14.2. Salinitatea si densitatea apelor marine 14.3. Transparenta si culoarea apelor marine. Gaze dizolvate. 14.4. Determinarea proprietatilor fizico chimice ale apelor marine. Intrebari recapitulative

15

GHETURILE MARINE Obiectivele Unitatii de invatare nr.15. 15.1. Gheturile marine generalitati 15.2. Icebergurile 15.3. Navigatia in zonele cu gheturi. Utilizarea hartilor pentru gheturi. Intrebari recapitulative

203

16

MAREELE Obiectivele Unitatii de invatare nr.16. 16.1. Fenomenul de maree formare, elemente. 16.2. Variatia elementelor de maree. Maree fluviale 16.3. Mareele in navigatie. Calculul de maree. Intrebari recapitulative

215

17

VALURILE MARINE

224

7

Obiectivele Unitatii de invatare nr.17. 17.1. Valurile marine formare, elemente. 17.2. Valurile de vant. Hula si brizantii. 17.3. Alte tipuri de vant. Actiunea valurillor. Intrebari recapitulative

18

CURENTII MARINI SI OCEANICI Obiectivele Unitatii de invatare nr.18. 18.1. Curentii definitie. Formare. 18.2. Clasificarea curentilor oceanici 18.3. Caracteristici si distributia curentilor din Oceanul Atlantic 18.4. Caracteristici si distributia curentilor din Oceanul Pacific 18.5. Caracteristici si distributia curentilor din Oceanul Indian. Intrebari recapitulative

232

BIBLIOGRAFIE GENERALA

241

8

METEOROLOGIE HIDROLOGIE MARINAINTRODUCERE Pentru cunoaterea fenomenelor din atmosfer, a cauzelor care le genereaz, a interdependenei dintre acestea, meteorologia folosete un vast ansamblu de informaii, mijloace i metode, ncetnd s mai fie doar o tiin contemplativ i de niruire a unor valori, transformndu-se ntr-un instrument practic ce ofer modaliti de utilizare a factorilor meteorologici, n sprijinul diverselor activiti umane. Cursul i propune s evidenieze i s explice elementele, procesele i fenomenele meteorologice ce se produc n zona de interaciune atmosfer-ocean, innd cont de nevoile navigaiei maritime, cu scopul de a oferi cunotinele necesare perfecionrii activitii de la bordul navelor. n alegerea unei rute maritime, navele dispun de un bogat material documentar, concretizat n diverse documente nautice, la care se adaug i informaiile cu caracter hidrometeorologic recepionate la bordul navei de la staiile de radiocoast sau de la servicii specializate. Personalul navigant de punte trebuie s dispun de temeinice cunotine teoretice, care completate de experiena i practica marinreasc, s permit analiza i interpretarea informaiilor avute la dispoziie, oferind astfel mijloacele i metodele prin care nava, echipajul i ncrctura s ajung la destinaie, n cele mai bune condiii. Cursul este structurat pe mai multe capitole, n care sunt prezentate, ntr-o succesiune gradat, elementele meteorologice fundamentale, procesele i fenomenele rezultate din variaia acestor elemente, ale cror manifestri au impact, direct sau indirect, asupra navigaiei, fr a avea pretenia c paginile ce urmeaz vor epuiza totul. Curs intocmit de S.L Cornelia Pescaru

9

Unitate de nvare nr.1.OBIECTUL METEOROLOGIEI. ATMOSFERA.

CuprinsObiectivele Unitii de nvare nr.1 1.1. 1.2. Meteorologia istoric, metode de cercetare Atmosfera. Structura atmosferei.

ntrebri recapitulative. Bibliografie Unitate de nvare nr.1

Obiectivele Unitii de nvare nr.1. Familiarizarea cu obiectul de studiu; Cunoasterea structurii atmosferei si a caracteristicilor principale ale straturilor sale; Intelegerea notiunilor de observatii meteo si date meteorologice.

1.1.

Meteorologia istoric, metode de cercetare

Meteorologia este ramura tiintelor geografice, care are ca obiect studierea atmosferei , a nveliului de aer al Pmntului, precum i a legilor fizice dup care se desfoar ntreaga complexitate de fenomene ce au loc n cuprinsul acesteia. Pn n anul 1835 a fost integrat ca disciplin a astronomiei, apoi devine tiin de sine stttoare, cu obiect si metode proprii. Deoarece majoritatea fenomenelor care se produc n cuprinsul atmosferei sunt fenomene fizice, meteorologia mai este numit i fizica atmosferei.

10

Elementele i procesele meteorologice au reinut atenia omului din cele mai vechi timpuri, dar interpretarea i studierea lor, pe baze tiinifice, nu era posibil. n ara noastr, primele observaii s-au fcut ncepnd din anul 1770, iar prima staie meteorologic a luat fiin la Sulina, n anul 1859. n anul 1884 s-a nfiinat Institutul Meteorologic Central. n 1951, la Paris, s-a constituit Organizaia Meteorologic Mondial, organizaie specializat a O.N.U., la care sunt afiliate 125 ri, printre membrii si numrndu-se i Romnia. Activitile meteorologice din fiecare ar sunt organizate sub forma unor servicii naionale sau departamente, direcii de specialitate sau institute. Meteorologia folosete cunotine din geografie, astronomie, fizic, chimie, hidrologie, matematic si informatic. Metode de cercetare.

Metoda de baz este observaia. Aceasta poate fi vizual sau instrumental. Observaia vizual este cea mai veche metod, cu ajutorul creia se pot determina, la prima vedere, unele elemente meteo sau chiar fenomene, cum ar fi: gradul de acoperire al cerului cu nori, tipul norilor , felul precipitaiilor, vizibilitatea, fenomenele optice, etc. Observaia instrumental se realizeaz cu ajutorul aparatelor specifice, care pot fi cu citire direct sau nregistratoare. Funcie de perioada la care se execut, observaiile pot fi: - sinoptice din 3 n 3 ore; - climatologice din 6 n 6 ore; - orare sau vizuale din or n or; Exist i o categorie aparte de observaii, experimentale, prin care se ncearc reproducerea unor fenomene n condiii de laborator. Meteorologia are mai multe ramuri: - meteorologia general studiaz n ansamblu fenomenele si procesele din atmosfer;

11

- meteorologia sinoptic adevrata tiin a vremii, studiaz macroprocesele atmosferice, cum ar fi geneza si evoluia ciclonilor si anticiclonilor, masele de aer, fronturile atmosferice, n scopul elaborrii prognozelor meteorologice; - meteorologia dinamic studiaz procesele cinematice i termodinamice din atmosfer, micrile aerului ; - actinometria sau radiometria se ocup de radiaiile solare, inclusiv bilanul radiativ al sistemului suprafa terestr atmosfer ; - aerologia are ca obiect de studiu fenomenele i procesele din straturile superioare ale atmosferei; - climatologia studiaz specificul meteorologic al zonelor geografice, pe perioade lungi de timp, utiliznd metode statistice ; - microclimatologia climatologia spaiilor reduse ; Condiiile de vreme au influen deosebit asupra vieii i a diverselor domenii ale activitii economice. Aa s-a dezvoltat meteorologia aplicat, care urmrete valorificarea condiiilor de vreme favorabile vieii i activitii omului, dar i msurile ce se pot lua pentru reducerea aciunii fenomenelor meteo nefavorabile. Astfel, au aprut cteva discipline ale meteorologiei aplicate ca : meteorologia maritim ; meteorologia aeronautic ; agrometeorologia ; biometeorologia sau meteorologia medical; meteorologia experimental . Fenomenele studiate de meteorologie nu pot fi simplificate sau izolate. Fiecare element contribuie n mod cantitativ i calitativ diferit, de fiecare dat, la producerea fenomenelor i proceselor din cuprinsul atmosferei. Elementele i procesele meteorologice au reinut atenia omului din cele mai vechi timpuri, dar interpretarea i studierea lor, pe baze tiinifice, nu era posibil. Lansarea sateliilor artificiali i a navelor spaiale a inaugurat o nou er de progres a meteorologiei moderne. Utilizndu-se satelii artificiali operaionali exclusiv meteorologici, se efectueaz nregistrri i determinri de teledetecie foarte utile serviciilor de prognoz a vremii i cercetrii mediului nconjurtor. Sunt folosii satelii de tipul : TIROS, ESSA, NOAA, METEOSAT, NIMBUS, SMS sau GARP.

12

In ara noastr, serviciul meteorologic este deservit de posturi meteorologice, staii sinoptice (din care 160 cu program complet) i 3 staii aerologice, la Bucureti, Cluj-Napoca i Constana.

1.2. Atmosfera. Structura atmosferei. nveliul gazos al Pmntului este alctuit dintr-un amestec de gaze, vapori de ap i pulberi solide. Ca mediu gazos, se menine n jurul Pmntului datorit gravitaiei terestre. Totui, la limita superioara a atmosferei, unele gaze scap de sub influena acestei fore i trec n spaiile interplanetare. Masa total a atmosferei este de 521015 t. Avnd n vedere c densitatea aerului scade cu nlimea, rezult c 50 % din masa atmosferei este concentrat pn la 5 km, 75% pn la 10 km i 99 % pn la 36 km. Fenomenele meteorologice nu au o extensiune vertical mare, ns pe orizontal cuprind regiuni foarte ntinse. Forma atmosferei este asemntoare cu cea a Pmntului. Sub influena micrii de rotaie a Pmntului, ia natere fora centrifug. Aceasta este mai mare la ecuator i scade spre poli, determinnd deformarea elipsoidal a atmosferei, care devine mai bombat la ecuator i mai turtit la cei doi poli. Pe de alt parte, absorbia mai puternic a radiaiei solare n zona intertropicala permite micri de convecie mai intense, ceea ce favorizeaz ridicarea aerului la nlime i dilatarea straturilor superioare n msur mult mai mare dect n zona polilor, unde radiaia primit este n cantitate redus. Atmosfera este format din pturi de aer concentrice, mai dense n apropierea suprafetei terestre i mai rarefiate n straturile superioare. Stabilirea limitelor, numrului i denumirii diferitelor straturi au fost stabilite pe baza unor criterii cum sunt : variaia pe vertical a temperaturii; compoziia chimic a

aerului; structura materiei atmosferice; etc. Cea mai uzitat structurare este cea funcie de variaia temperaturii cu altitudinea. Astfel, de la suprafaa terestr se succed, pe vertical, urmtoarele straturi : troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera si exosfera. Ele sunt separate de zone de tranziie, cu grosimi

13

variabile, denumite tropopauza, stratopauza, mezopauza i termopauza. Grosimea straturilor prezint variaii funcie de latitudine i anotimp. Troposfera este stratul inferior al atmosferei, n contact cu suprafaa terestr. Limita superioar a acestui strat nu este aceeai, variind n raport cu latitudinea. Astfel, n zona intertropical se extinde pn la 16 - 18 km, la

latitudini medii la 11 - 12 km, iar n zona polar la 8 - 9 km. Grosimea acestui strat variaz, la latitudini medii i mari, n cursul anului, fiind mai mare vara i mai mic iarna. Temperatura aerului scade treptat cu altitudinea, liniar, cu aproximativ 0,65 C la fiecare 100 m, scdere cunoscut sub denumirea de gradient termic vertical. Astfel, la limita superioar a troposferei, deasupra ecuatorului temperatura este de 80C, iar deasupra polilor este de numai 50C. n aceste condiii, datorit grosimii mai mari a troposferei ecuatoriale, la limita sa

14

superioar, temperatura aerului este mai sczut deasupra ecuatorului, dect deasupra polilor. Uneori, ns, scderea poate fi neregulat, sau dimpotriv, se produc creteri ale temperaturii cu altitudinea, fenomen cunoscut sub numele de inversiune termic, caracteristic mai ales anotimpului rece, n depresiuni. Exist i posibilitatea ca temperatura s rmn la aceleai valori pe o anumit nlime, fenomenul numindu-se izotermie. Aerul din troposfer, datorit nclzirii neuniforme a suprafeei terestre i diferenelor de temperatur create, se gsete ntr-o continu micare, att orizontal, ct i vertical. Aceste micri fac din troposfer cel mai dinamic strat al atmosferei. Astfel, se formeaz cureni verticali, ascendeni i descendeni, numii cureni de convecie i cureni orizontali, numii cureni de advecie. Curenii de convecie amestec i omogenizeaz masele de aer, pe vertical, determinnd comprimri i destinderi ale aerului, nsoite de nclziri i rciri, iar curenii de advecie transport masele de aer dintr-o regiune n alta, dnd micri

natere vntului. Un alt tip de micri sunt cele turbulente, adic

dezordonate ale maselor de aer, sub form de vrtejuri. Turbulena poate fi determinat de cauze termice, sau / i de cauze dinamice. Troposfera conine 75 % din masa atmosferei i nmagazineaz 95 % din cantitatea de vapori de ap, ceea ce determin formarea, n acest strat, a norilor i a precipitaiilor. Troposfera nu este un strat omogen, fiind divizat funcie de proprietile sale fizice. Astfel, este format din: a) substratul inferior, care se ntinde pn la 1 - 2 km, n care este evident influena termic i mecanic a Pmntului, mrimile fizice suferind variaii puternice pe vertical, micarea aerului este deosebit de turbulent i aici iau natere norii inferiori i cu dezvoltare pe vertical ; b ) substratul mijlociu, situat ntre 2 i 7 km, n care se dezvolt aproape toate fenomenele i procesele meteorologice, se realizeaz transportul maselor de aer pe orizontal i vertical, se formeaz cele mai multe tipuri de nori, mijlocii i se produc cele mai multe precipitaii; c) substratul

superior, de la 7 km pn la limita superioar a troposferei, cu temperaturi negative, cantitate de vapori de ap redus, iar norii superiori care se formeaz ,

15

fiind alctuii numai din cristale de ghea, nu dau precipitaii, aici fiind i limita superioar pn la care ajung norii cu dezvoltare vertical. Limita superioar a troposferei este marcat de un strat de tranziie tropopauza a crei grosime variaz, funcie de anotimp i de circulaia general a aerului, de la cteva sute de metri la 1 - 2 km. Tropopauza are grosimi mai mari deasupra polilor i mai mici deasupra ecuatorului. Se prezint ca o suprafa de discontinuitate, fiind alctuit din mai multe straturi care se suprapun. n zonele de suprapunere sau de ruptur, se creeaz cele mai mari contraste termice i de presiune (barice ), formndu-se cureni de aer de o deosebit violen, numii cureni fulger sau cureni jet (jet streams ). Acetia iau natere la nlimea de aproximativ 10 - 12 km i pentru fiecare emisfer, sunt dou traiectorii principale una ntre tropopauza polar i cea extratropical, alta ntre tropopauza extratropical i cea tropical. Curenii jet au direcia de la west la est i au forma unor linii sinuoase, meandrate, cu limea de 300 - 500 km, grosimea de 2 - 3 km i viteza de 700 - 800 km /or. Numrul i frecvena acestor cureni variaz de la o zi la alta i de la un anotimp la altul. Cel mai frecvent se formeaz deasupra S.U.A., Japoniei i Libiei. Importana lor este multipl. Datorit traiectoriei meandrate produc deplasri cu viteze mari ale aerului tropical spre zona polar i ale celui polar spre zona tropical, determinnd nclziri i rciri brute ale aerului din aceste zone. De asemenea, cmpul baric (al presiunii atmosferice ) sufer modificri, n sensul c, din curentul principal se desprind meandre ce pot alctui circuite nchise ciclonice ( n sens invers acelor de ceas n emisfera nordic ) i anticiclonice ( n sensul acelor de ceas n emisfera nordic ). Apariia acestor circuite va determina formarea i la nivelul solului a unor centrii similari, cicloni sau anticicloni, ceea ce va duce la o redistribuire a cmpului presiunii atmosferice n troposfera inferioar, la nivelul suprafeei terestre. Stratosfera ncepe, n medie, la 11 km i se ntinde pn la 50 km. Mult vreme s-a crezut c este un strat izoterm, n care pe toat grosimea sa, temperatura aerului se menine constant. Cercetrile au demonstrat c, este stratul cu cele mai mari oscilaii de temperatur a aerului, fr sisteme noroase i

16

fr fenomene de convecie. Pn la altitudinea de 25 km este caracteristic izotermia, gradientul termic vertical fiind egal cu 0, datorit echilibrului dintre cantitatea de cldur primit prin radiaie terestr i cea pierdut prin radiaie spre nlime. Aici, temperatura i pstreaz valorile din troposfera superioar, fr variaii, ntre -50o C i 80o

C. De la 25 pn la 50 km, temperatura

nregistreaz o cretere, la nceput mai lent, pn la 32 km, apoi mai accentuat, astfel c la limita superioar a stratosferei, la 50 km, valoarea medie este de 0 grade C, variind ntre 20o C i +20o C. Fenomenul de cretere a temperaturii este consecina prezenei i concentrrii ozonului. Ozonul este o stare alotropic a oxigenului, formndu-se prin disocierea moleculelor de oxigen sub aciunea radiaiilor solare ultraviolete, atomii rezultai combinndu-se cu moleculele nedisociate. Fenomenul fiind reversibil, cantitatea de ozon este constant. Ozonul absoarbe o parte din energia radiaiilor ultraviolete, pe care o transform n energie termic, ridicnd simitor temperatura aerului, grosimea stratului de ozon depinznd de intensitatea radiaiilor solare. Micrile turbulente ale aerului sunt slabe, umiditatea este foarte sczut i totui, la 20-25 km apar uneori norii sidefii, irizai, alctuii din cristale foarte fine de ghea. Stratul mai cald al stratosferei determin reflexia total a undelor sonore. Mezosfera - se extinde de la 50 pn la 80-85 km. Acest strat se

caracterizeaz printr-o scdere accentuat a temperaturii, astfel c la limita sa superioar are valori de 70C la - 80C. Scderea rapid a temperaturii

favorizeaz dezvoltarea puternic a turbulenei, pus n eviden de norii luminoi nocturni. Aceti nori sunt alctuii din particule de praf, de origine extraterestr, praf cosmic, acoperite de o pojghi de ghea, provenit din sublimarea vaporilor de ap care mai sunt, nc, prezeni aici. Norii se pot observa vara, la latitudini mari, numai la anumite ore. Termosfera este stratul temperaturilor celor mai ridicate. De la nivelul mezopauzei, temperatura este n continu cretere cu nlimea, atingnd valori de circa 3000C n partea sa superioar. Limita exterioar a termosferei este considerat diferit : unii cercettori o situeaz ntre 80 1 000 km, alii o extind

17

pn la limita extern a cmpului magnetic terestru. Compoziia chimic a aerului sufer modificri importante. Cea mai important caracteristic a acestui strat este gradul de ionizare deosebit de ridicat, datorit radiaiilor solare X, ultraviolete i corpusculare, emise de Soare i a celor venite din spaiul interplanetar. Ionizarea este mai puternic aici, deoarece deasupra acestui strat, aerul este foarte rarefiat. Exist mai multe strate ionosferice, care au importan n propagarea undelor radio la mari distane, suferind fenomenul de reflexie total imediat ce le ating. Acestea sunt : stratul D, situat la 70 - 90 km, ce reflect undele radio lungi (U.L.); stratul E, la 100 - 130 km ce reflect undele radio medii (U.M.); stratul F1 la 190 - 230 km ce reflect undele radio scurte (U.S.) i stratul F2 ce reflect undele radio ultrascurte (U.U.S.) Transmisiile radiofonice sunt uneori slbite sau ntrerupte, funcie de variaia densitii electronice din straturile respective. Datorit fenomenului de ionizare, termosferei i s-a dat i numele de ionosfer. Termosfera este i sediul formrii aurorelor polare sau boreale. Acestea sunt fenomene optice, sub form de benzi, arce, draperii, panglici sau coroane, ce adopt toat gama spectrului, de la rou la violet, vizibile la latitudini mari. Zona cu cele mai multe aurore, ntr-un an, este situat la nord de Norvegia, Alaska de Nord, Peninsula Labrador, Sud Groenlanda. Exosfera este ultimul strat al atmosferei, unde densitatea particulelor este att de mic, nct acestea nu se mai ciocnesc practic ntre ele, dect foarte rar. Drumul pe care-l parcurg aceste particule este att de mare, nct ele

scap influenei forei de gravitaie a Pmntului. O clasificare mai recent, delimiteaza straturile atmosferice n funcie de caracteristicile constituenilor, precum i de natura fenomenelor i proceselor fizico-chimice care au loc, mai ales la altitudini mari. Astfel, atmosfera este format din : a ) omosfer pn la 100 km, unde compoziia chimic a aerului rmne identic cu cea de la suprafaa terestr, fiind considerat un strat omogen ; b ) eterosfer de la 100 la 10 000 km, se caracterizeaz printr-o distribuie stratificat a gazelor, n ordinea masei moleculare i atomice n cmpul gravitaional, dar cu predominarea fenomenelor de difuzie a gazelor i are patru

18

substraturi, n ordine de jos n sus: de azot molecular, de oxigen atomic, de heliu i de hidrogen atomic ; c ) magnetosfer de la 10 000 km i pn unde se resimte influena cmpului magnetic al Pmntului, probabil pn la 64 000 130 000 km.

Compoziia chimic a aerului.

Atmosfera este format dintr-un amestec de gaze permanente, din cteva gaze, variabile, vapori de ap i diverse particule solide. Principalele elemente componente ale aerului sunt ; azot 78,09 %, oxigen 20,95 %, argon 0,93 %, CO2 0,03 %, apoi neon, heliu, hidrogen, ozon, etc. Dup cum se poate observa, azotul i oxigenul formeaz 99,04 % din compoziia aerului pur i uscat, dar nu au un rol activ n producerea fenomenelor meteorologice. Componentele cu importan sunt dioxidul de carbon, ozonul i vaporii de ap. Cantitatea de dioxid de carbon este mai puin variabil, provenind din arderile i descompunerea substanelor ce conin carbon, din respiraia organismelor vii, din erupiile vulcanice. Aproape 98 % din dioxidul de carbon produs la suprafaa terestr este disociat n apele oceanice. n prezent, se observ o cretere lent a acestuia, concentraii mari observndu-se n marile centre industrializate i n regiunile cu intens activitate vulcanic. Vaporii de ap ating aproximativ 4 % din volumul atmosferei, fiind considerai prin proprietile i importana lor, un component de baz al atmosferei. Au proprieti radiative, iar trecerea vaporilor de ap n stare lichid sau solid elibereaz cldura latent, nmagazinat i care are rol n procesele termodinamice din atmosfer. Ozonul, o stare alotropic a oxigenului, se gsete n straturile inferioare ale atmosferei provenind din descrcrile electrice, dar mai ales n straturile superioare, unde se formeaz prin absorbia radiaiilor ultraviolete emise de Soare. Cele mai ridicate proporii de ozon se gsesc ntre 25 si 55 km. n decursul unui an, cantitatea de ozon este mai ridicat primvara i mai sczut toamna, mai mare n emisfera nordic, dect n cea sudic. Ozonul prezint o

19

importan deosebit pentru Pmnt, datorit capacitii de a reine radiaiile ultraviolete, foarte nocive pentru organismele vii. Aerul mai conine i particule solide, de diferite origini i cu compoziii variabile. Aceste particule sunt n suspensie n aer i alctuiesc ceea ce numim aerosoli. n apropierea solului, numrul aerosolilor este de aproximativ 7 000 9 000 / cm3 de aer, dar scad cu nlimea, astfel c, la 5 km altitudine, fiind sub 100 / cm3 de aer. Suspensiile pot fi de origine natural, ca praful cosmic, cenua vulcanic, particulele de fum provenite din incendii, particule de praf din turbrii i dezagregarea rocilor, materii organice ca polenul, sporii de plante, sau de origine antropogen, provenite din arderea combustibililor, transporturi, activiti industriale. Prezena momentan sau permanent a acestor substane determin poluarea atmosferei. Aerosolii, slbesc radiaia solar, reduc transparena aerului, fiind deosebit de nocivi pentru om si vieuitoare, n general. Conform statisticilor, se consider c, cantitatea total a poluanilor atmosferici este de 5,8 108 t / an. Poluarea are drept consecine, degradarea mediului nconjurtor i a sntii populaiei. Intensificarea sau diminuarea polurii, rspndirea pe suprafee mai mari sau mai mici, depinde i de factorii meteorologici : curenii verticali i orizontali, convecia i advecia, favorizeaz transportul poluanilor i rspndirea acestora pe suprafee extinse, n timp ce stabilitatea aerului i inversiunile termice, caracteristice anticiclonilor, favorizeaz acumularea progresiv a poluanilor.

1 Care sunt trasaturile specifice ale troposferei? 2. Ce este termosfera? 3. Explicati curentii jet.

20

Unitate de nvare nr.2.PROCESE TERMICE IN ATMOSFERA. TEMPERATURA AERULUI

CuprinsObiectivele Unitii de nvare nr.2 2.1. 2.2. 2.3. Procese termice in atmosfera. Temperatura aerului. Determinarea temperaturii aerului

ntrebri recapitulative.

Obiectivele Unitii de nvare nr.2. Intelegerea si familiarizarea cu notiuni de radiatii, bilant radiativ, amplitudine termica; Cunoasterea principalelor unitati de masura pentru temperatura; Familiarizarea cu principalele tipuri de termometre si a modului de utilizare.

2.1. Procese termice in atmosfera.Modaliti de nclzire a aerului.

Principala surs de cldur pentru Pmnt i deci, pentru atmosfer, este radiaia solar, care ajunge la suprafaa terestr, unde este absorbit de aceasta, transformat n energie caloric i transmis aerului atmosferic. Transmiterea cldurii de la suprafaa terestr ctre atmosfer i n interiorul atmosferei, de la un strat la altul, se realizeaz prin urmtoarele procese: a) schimbul de cldur convectiv i turbulent;

21

b) schimbrile de faz ale apei (evaporare, condensare, sublimare); c) procese adiabatice; d) schimbul de cldur molecular. Schimbul de cldur convectiv i turbulent. Aerul este n continu micare i mpreun cu particulele de aer se produce i deplasarea coninutului de cldur a acestor particule, realizndu-se astfel schimbul de cldur ntre suprafaa terestr i straturile de aer din imediata sa apropiere. Convecia este micarea vertical, ascendent i descendent, a volumelor de aer, avnd drept consecin amestecul straturilor de aer pe diferite grosimi. Prin convecie, particulele de aer nclzite din apropierea suprafeei terestre, capt o micare ascendent, n timp ce particulele situate n pturile superioare, fiind mai reci, mai grele, capt o micare descendent. Deasupra uscatului, convecia este intens n cursul zilei i pe cer senin, n timp ce, deasupra mrilor i oceanelor, este posibil numai cnd temperatura apei este mai ridicat dect cea a straturilor de aer adiacente, n anotimpul rece al anului i n timpul nopii. Turbulena este micarea dezordonat a aerului, materializat prin turbioane, vrtejuri, dezvoltndu-se concomitent cu creterea vitezei vntului i a intensificrii micrilor de convecie. Convecia i turbulena reprezint cel mai important transfer de energie caloric din troposfer, dinspre straturile mai nclzite spre cele mai reci. Schimbrile de faz ale apei. Vaporii de ap din aer sunt consecina proceselor de evaporare de la nivelul suprafeei terestre, mai ales de pe suprafaa ntinderilor de ap. Pe parcursul acestor procese, se produc degajri de cldur, sub forma cldurii latente de vaporizare, cantitativ egal cu cea consumat n procesul de evaporare. Vaporii de ap sunt antrenai de micrile convectivo-turbulente spre straturile de aer superioare, unde ating starea de saturaie, la o anumit temperatur, producndu-se condensarea sau sublimarea acestora. Cldura latent de vaporizare, nmagazinat n vaporii de ap, n

momentul condensrii este eliberat sub form de cldur sensibil, ridicnd temperatura atmosferei inferioare. Astfel, transformrile de faz ale apei, prin

22

evaporri i condensri, realizeaz un transfer semnificativ de cldur ntre suprafaa terestr i atmosfer. Procesele adiabatice din atmosfer. Deplasarea vertical a aerului, fr schimburi de cldur cu mediul atmosferic nconjurtor, determin transformri termodinamice, numite procese adiabatice, avnd ca efect variaii de densitate, presiune, dar mai ales de temperatur. Deci, se poate spune c, temperatura aerului crete sau scade, fr aport de cldur din exterior. n timpul micrii adiabatice ascendente, aerul cald, mai uor, ridicndu-se, ajunge n zone cu presiuni tot mai sczute, se destinde i i mrete volumul. Deci aerul efectueaz un lucru mecanic ce necesit consum de energie. n lipsa fluxului de cldur din exterior, acest consum se face n contul energiei interne a aerului ascendent, avnd drept consecin scderea temperaturii aerului. n micarea adiabatic descendent, aerul mai rece, mai greu, coboar i ptrunde n straturi de aer tot mai dense, cu presiuni mai mari i se comprim pe seama forelor externe, mrindu-se rezerva intern de energie a aerului, iar temperatura acestuia va crete. Lucrul mecanic efectuat de forele de presiune se transform n energie caloric, avnd ca efect nclzirea aerului la coborre. Variaiile adiabatice termice sunt mai intense, cu ct sunt mai accentuate variaiile de presiune, producndu-se i n aerul uscat, dar i n aerul umed. Variaia termic adiabatic raportat la variaia altitudinii definete gradientul termic adiabatic. n cazul aerului, teoretic uscat, scderea temperaturii cu altitudinea va avea valoarea medie de - 0,98C/100m. Cnd aerul conine vapori de ap, prin condensare i eliberarea cldurii latente de vaporizare, scderea temperaturii pe vertical va fi mai lent, cu valoarea de doar 0,2C/100m. Combinarea celor dou procese adiabatice (uscat i umed) i deplasrile volumelor de aer cu grade diferite de rcire constituie premiza pentru care se consider c, valoarea medie a gradientului termic vertical este de 0,65C/100m. Schimbul de cldur molecular. Propagarea cldurii la nivelul particulelor ce compun aerul atmosferic este nesemnificativ, deoarece conductivitatea

23

termic a aerului este foarte mic. Pe aceast cale se poate nclzi cel mult un strat de aer de civa centimetri grosime. Schimburile calorice radiative i prin conductivitate molecular au un rol important n faza iniial a transferului cldurii de la suprafaa terestr n stratul de aer din imediata sa apropiere, apoi se transmite straturilor superioare prin micrile verticale ale aerului.

2.2. Temperatura aerului.

Temperatura aerului este o mrime variabil, fiind condiionat de modul diferit de nclzire i rcire al suprafeei terestre, prin intermediul creia se nclzete sau se rcete i aerul atmosferic. Temperatura aerului prezint dou tipuri de variaii: periodice ( diurne i anuale ) i neperiodice sau accidentale. Variaia diurn a temperaturii prezint o oscilaie simpl, cu o singur maxim, ntre orele 14 i 15, cu o ntrziere de 1-2 ore, fa de momentul n care Soarele prezint nlimea maxim deasupra meridianului locului i o singur minim, nainte de rsritul Soarelui. Diferena de temperatur dintre valoarea maxim i cea minim din timpul unei zile se numete amplitudine termic zilnic i depinde de latitudinea geografic, anotimp, natura suprafeei terestre, altitudine, nebulozitate, vnt. Avnd n vedere c, funcie de latitudine, variaz nlimea Soarelui deasupra orizontului la amiaz, rezult c amplitudinea diurn este mai mare la latitudini mai mici. Valorile maxime ale amplitudinii zilnice, se nregistreaz la tropice, de 25 - 30C, pe continente, iar valorile minime, n zonele polare, de 2 3C. n perioada rece a anului, datorit micorrii nlimii Soarelui la amiaz, amplitudinea variaiilor diurne este mai mic dect n lunile calde ale anului. De

24

asemenea, amplitudinile deasupra mrilor i oceanelor sunt mai mici, de 2 - 3C, n timp ce deasupra uscatului pot depi 30C. n studiul variaiei diurne a temperaturii aerului, o puternic influen o exercit nebulozitatea. Pe timp noros, amplitudinea termic este mai redus dect pe timp senin. Norii opresc ziua radiaia solar direct, iar noaptea reduc radiaia efectiv, pierderea cldurii suprafeei terestre i a aerului fiind mai lent. Amestecul amplitudinilor temperaturilor. Variaia anual a temperaturii aerului se caracterizeaz tot printr-o oscilaie simpl. Cele mai ridicate valori ale temperaturii aerului se nregistreaz, pe continente, n luna iulie (emisfera nordic), iar cele mai sczute n luna ianuarie. La suprafaa oceanelor i n zonele de litoral, valoarea anual maxim apare n luna august, iar valoarea minim, n februarie sau nceputul lunii martie, decalare produs de modul diferit de nclzire i rcire a suprafeei uscatului n raport cu suprafaa mrilor i a oceanelor. FIG 003 Variaia temperaturii anuale a aerului este evideniat de valorile medii lunare, multianuale. Diferena, n grade, dintre temperatura medie a lunii celei mai calde i a lunii celei mai reci a anului, reprezint amplitudinea anual a temperaturii aerului, care depinde de aceeai factori ce influeneaz i variaia zilnic. Latitudinea geografic condiioneaz intensitatea radiaiei solare prin nlimea diferit a Soarelui deasupra orizontului, la amiaz, n timpul anului. Cea mai mic valoare a amplitudinii anuale se observ n zona ecuatorial, unde nlimea Soarelui este mare tot anul, iar durata zilei este egal sau aproape egal cu cea a nopii. Odat cu creterea latitudinii, cresc i amplitudinile anuale, valorile cele mai mari fiind nregistrate n zonele polare. Influena latitudinii este mai evident deasupra uscatului, unde amplitudinile anuale ating valori de 6 10C la ecuator i 50 - 60C n zonele polare, n timp ce deasupra mrilor i oceanelor valorile amplitudinilor sunt de 1 - 3C la ecuator i 25 - 30C la poli. turbulent, provocat de vnt, are ca efect reducerea diurne, prin omogenizarea, pe grosimi mari, a

termice

25

Nebulozitatea i precipitaiile, modific mersul anual al temperaturii aerului. Astfel, n zonele musonice ale Asiei, luna cea mai cald a anului este luna mai, nainte de perioada musonului de var care determin o scdere general a temperaturii aerului. Relieful, prin altitudine i configuraie, are influen mare asupra amplitudinii termice anuale. Culmile i masivele muntoase se caracterizeaz prin amplitudini mici, n schimb vile, depresiunile i cmpiile au tendina de a favoriza frigul, n timpul iernii i cldura n timpul verii, determinnd amplitudini termice anuale mari. Variaiile anuale ale temperaturii aerului difer de la o regiune la alta a globului. Se disting patru tipuri de variaii anuale: - tipul ecuatorial, caracterizat prin dou maxime, dup echinocii i dou minime produse dup solstiii. Astfel, n emisfera nordic, maximele se nregistreaz n lunile mai i octombrie, iar minimele n ianuarie i iulie, cu amplitudini de 5 - 10C deasupra uscatului i 1 - 3C deasupra mrii; - tipul tropical, caracterizat printr-o oscilaie simpl, cu o valoare maxim, dup solstiiul de var i una minim, dup solstiiul de iarn; amplitudinea anual este de 10 - 20C pe continente i de 5 - 8C pe oceane i litoral; - tipul latitudinilor medii (al latitudinilor temperate), identic cu cel tropical, deosebindu-se ns prin mrimea amplitudinii anuale; pe continentele emisferei nordice, luna cea mai cald este iulie, iar cea mai rece este ianuarie, cu amplitudini anuale de 40 - 50C; deasupra mrilor i oceanelor i n zona de litoral, maxima se nregistreaz n luna august, iar minima n februarie, cu amplitudini termice anuale de 10 - 15C; - tipul polar, format dintr-o iarn rece i ndelungat i o var rcoroas, scurt; valoarea maxim a temperaturii aerului, n emisfera nordic, se nregistreaz n luna august, iar valoarea minim, la sfritul nopii polare, n luna martie. n cadrul acestui tip se produc cele mai mari amplitudini termice, de 50 60C pe continente i de 20 - 25C pe oceane. n afara acestor variaii periodice sau regulate, se pot nregistra i variaii neperiodice sau accidentale. Acestea se pot produc sub influena particularitilor

26

circulaiei maselor de aer de provenien geografic diferit, precum i a unor factori locali. Repartiia geografic a temperaturii aerului. Factorii astronomici, fizico-geografici, repartiia uscatului i a mrilor, existena curenilor aerieni i marini, determin o nclzire neuniform a ntinderilor de ap i uscat i, n consecin, o distribuie neuniform a temperaturii aerului la suprafaa globului terestru. Studiul distribuiei temperaturii se realizeaz cu ajutorul hrilor cu izoterme. Izotermele reprezint linii care unesc punctele cu aceleai temperaturi medii lunare sau anuale ale aerului reduse la nivelul 0 al mrii. Izotermele pot fi trasate din 1, 2, 4, 5 sau din 10 n 10C. Din analiza distribuiei temperaturii pe glob se desprind cteva concluzii generale. n dreptul acelorai latitudini, temperaturile medii anuale sunt mai ridicate n emisfera nordic, fa de emisfera sudic, cauza fiind inegala repartiie a uscatului i a apei, dar i prezenei, n sud, a calotei glaciare a Antarctidei. Astfel, n emisfera nordic iarna este mai rece cu 1,6C dect n emisfera sudic, iar vara mai cald cu 5,4C. Variaia temperaturilor medii anuale, de la o paralel la alta, nu se face cu aceeai vitez, astfel c, ntre ecuator i 20 latit. N i S, scderea temperaturii este aproape nesemnificativ, deci regiunile ecuatoriale i subecuatoriale pot fi considerate relativ omogene. De la 20 la 80 latitudine scderea temperaturii este destul de accentuat, pentru ca de la 80 latit. spre poli scderea s fie nesesizabil. Datorit ntinselor suprafee continentale, n emisfera nordic, uscatul este mai cald dect apa oceanelor, astfel c, temperaturile medii maxime anuale se vor nregistra de-a lungul paralelei de 10 latititudine. Din acest motiv, ecuatorul termic, linia care unete punctele cu cea mai mare temperatur medie anual, este decalat fa de ecuatorul geografic, spre nord, fiind situat la aproximativ 10N, iar la solstiiul de var chiar la 20N.

27

Influena curenilor oceanici, calzi sau reci, determin anomalii termice mai pronunate, n dreptul rmurilor nvecinate, evideniate prin valori medii anuale mai mari n vestul bazinelor oceanice, unde ntlnim cureni calzi i mai mici n est, unde sunt prezeni curenii reci. Temperatura medie anual a aerului la nivelul globului este de 14,3C, cu difereniere pe cele dou emisfere, n emisfera nordic nregistrndu-se valoarea de 15,2C, iar n cea sudic de 13,3C. Aceast diferen, de aproape 2C, este determinat de repartiia inegal a uscatului i oceanului n cele dou emisfere, distribuia diferit a curenilor oceanici i prezenei calotei glaciare din Antarctida. n legtur cu valorile extreme de temperatur, se poate spune c exist doi poli ai frigului, unul n Antarctida, unde s-a nregistrat minima absolut de 88,3C, n anul 1960 i altul n emisfera nordic, n regiunea Oimeakon, din Siberia, unde n anul 1933 a fost msurat temperatura de - 71C. Temperatura maxim absolut a fost nregistrat n California, de 58C. Valori apropiate au mai fost nregistrate n sudul Iranului, n Libia i Australia. Valorile extreme de temperatur a aerului, la noi din ar, au fost de 44,5C n august 1951 n Cmpia Brilei i 38,5C, la Bod, lng Braov, n ianuarie 1942. Conform datelor statistice de pn acum, localitatea cea mai cald de pe glob este Lugh Ferrandi din Somalia, unde temperatura medie anual este de 31,1C.

Influena temperaturii aerului asupra activitilor maritime. Temperatura aerului are aciune direct i difereniat asupra navigaiei i activitilor maritime, considerndu-se valori optime n limitele 15 la 22C. Temperaturile joase au o aciune nefavorabil, prin formarea gheurilor i limitarea sau ntreruperea navigaiei n anumite zone, reducerea vitezei navelor, nrutirea condiiilor de manevr i de lucru a echipajelor, influeneaz negativ funcionarea aparatelor electrice i electronice de navigaie. Navigaia la temperaturi negative i pe vreme rea, poate deveni periculoas n condiiile depunerilor de ghea pe corpul navelor, ce determin pierderi de vitez i reduc stabilitatea navelor. Aceste condiii sunt caracteristice n perioada toamn iarn, n zonele temperate, cnd masele de aer continentale reci ptrund n

28

domeniul oceanic, determinnd scderi brute de temperatur, nsoite de vnturi puternice, furtuni, reduceri de vizibilitate. Temperaturile ridicate reduc puterea motoarelor principale, atrag

nclzirea corpului navei, disconfort n activitatea oamenilor de la bord. Deoarece valorile mari de temperatur determin evaporri puternice, se produce condens i apar probleme legate de conservarea mrfurilor ambarcate.

2.3. Masurarea temperaturii aerului

Temperatura aerului este cel mai important parametru meteo-climatic ce se utilizeaz n toate caracterizrile asupra timpului(vremii) pe termen scurt i a climei, la macroscara temporal. Pentru a putea sesiza i nregistra totate modificrile temperaturii ntr-un anumit interval de timp au fost alese acele corpuri (lichide, metalice, aliaje etc) care ntrunesc urmtoarele condiii: - au o densitate mare i foarte mare care confer o inerie termic mai mult dect satisfctoare; - au o slab volatilitate (corpurile sau substanele volatile, lichide n special, nu sunt agreate dar sunt preferate n condiiile n care este absolut necesar i determinarea valorilor foarte sczute (a minimelor termice), astfel, un exemplu concludent l reprezint alcoolul (punct de nghe -117C) care e preferat ca lichid termometric pentru termometrele de minim, ntruct mercurul folosit n mod obinuit are un punct de nghe de -39C, ncepnd s se cristalizeze de la 30C; - coeficieni de dilatare constani pe toat durata manifestrii varaiilor de temperatur. Prin cunoasterea relatiei dintre temperatura si volumul diferitelor corpuri sau putut construi diferite tipuri de termometre, iar pe baza acestora s-a definit gradul de temperatura, stabilit fata de anumite puncte de termice (temperatura de fierbere a apei distilate la presiune normala 760 mmHg si temperatura de topire a ghetii).

29

Intervalul dintre cele doua puncte termice de referinta reprezinta scara termometrica, intervalul fiind impartit intr-un numar variabil de parti egale, fiecare dintre ele reprezentand un grad de temperatura. Sunt cunoscute mai multe scari de temperatura . a) Scara Celsius introdusa de astonomul si fizicianul suedez Anders Celsius in 1742, este divizata de la 0 - 100C, in 100 de parti egale; b) Scara Raumur divizata in 80 de parti egale (0-80), gradul Raumur fiinf astfel mai mare decat gradul Celsius; A fost inventata de fizicianul si naturalistul francez Ren Antoine Ferchault. c) Scara Fahrenheit impartita in 180 de parti egale (32-212); a fost imaginata de fizicianul german Gabriel Daniel Fahrenheit in 1715, el fiind considerat unul din fondatorii termometriei. In cele trei scari de temperature apare o relatie de egalitate, de forma: C/100 = R/80 = (F-32)/180 Simplificand, proportiile de mai sus devin: C/5 = R/4 = (F-32/9) Prin intermediul lor se poate trece de la o scara termometrica la alta astfel: tC = 5tR/4 = 5/9 (tF-32); tR = 4tC/5 = 4/9 (tF-32); tF = 9/5 (tC+32) = 9/4 (tR +32). d) Scara Kelvin numita si scara termometrica absoluta a lui Kelvin este o unitate de masuta (simbol K) pentru intervalele de temperature, egala cu 1/273,15 din temperature absoluta a punctului triplu al apei. La aceasta scara se noteaza cu 0 K cea mai coborata temperatura pisibila (-273,15C). Marimea gradelor de temperature in scara Kelvin este egala cu cea a gradelor din scara Celsius (1K=1C). deosebirea fiind data de locul de marcare al valorii zero. A fost imaginata de lordul William Thompson Kelvin. In majoritatea tarilor lumii se uziteaza termometrele gradate in scara Celsius si in scara Fahrenheit. Lichidele termometrice cele mai folosite in practica sunt : mercurul, alcoolul si toluenul.

30

Termometrul - este un instrument folosit la masurarea temperaturilor, format dintr-un tub de sticla gradat cu un rezervor care contine un lichid dilatabil (alcool, mercur etc.). Inventia termometrului ii este atribuita lui Galileo Galilei, desi termometrul etans nu a fost inventat decat abia in 1650. Termometrele moderne cu alcool si mercur au fost inventate de fizicianul german Gabriel Fahrenheit.

Tipuri de termometre

Cel mai des folosit tip de termometru este cel cu lichid. Este alcatuit dintr-un capilar de sticla cu diametrul uniform care este deschis la un capat intr-un rezervor. Ansamblul este inchis pentru a asigura o stare partiala de vid. Daca temperatura creste, lichidul se ridica in capilar. Temperatura poate fi apoi citita de pe o scala adiacenta. Mercurul este folosit pentru masurarea temperaturilor obisnuite; alcoolul, eterul si alte lichide sunt si ele folosite in termometre.

Termometrul meteorologic normal/ordinar:

- indic temeratura aerului din momentul observaiei; - are ca element sensibil mercurul cantonat ntr-un rezervor sferic/cilindric; - scala are diviziuni cuprinse ntre -36 C i 60-70 C; - citirile se fac de 4 ori/zi (orele 1,7,13,19) la orele de observaie climatic (exact la ora local).

Termometrul de maxim: - indic cea mai ridicat temperatur care a avut loc ntre 2 observaii; - termometru cu mercur cu rezervor sferic/cilindric; - limitele scalei sunt cuprinse ntre -36C i +51C;

31

- tubul capilar prezint n apropierea rezervorului o ngustare, realizat cu ajutorul unui fir de sticl, care nu permite mercurului s se retrag napoi cnd temperatura scade,

indicnd valoarea maxim existent anterior; - este situat n adpostul meteorologic pe acelai n intervalul

suport cu termometrul de minim, respectiv culcat, cu captul superior mai ridicat dect rezervorul; - citirile se fac la orele 7 i 19, fr a fi luat de pe suport.

Termometrul de minim: - indic cea mai sczut temperatur care a avut loc ntre 2 observaii; - funcioneaz cu toluen sau alcool bine rafinat (de cel puin 96) ; - rezervor n form de furc, pentru a i se mri suprafaa de contact cu aerul atmosferic; - scala este gradat de la -50C la +55C, cu diviziunea cea mai mic de 0,5C; - n interiorul tubului capilar exist un index (pies de sticl sau porelan alungit i bombat la capete), care se deplaseaz n jos odat cu retragerea alcoolului din tub,

indicnd temperatura minim dintrun interval fr a se deplasa n sus la creterea temperaturii; - n adpostul meteo este aezat n poziie perfect orizontal; - citirile se fac la orele 7 i 19.

32

Termometrul de minim i maxim (Six i Bellani) - tub capilar n form de U, cu rezervorul din stnga (cel de minim) de form cilindric, iar cel din dreapta (de maxim) n form de par; Termograful: Termogra ff nregistreaz aerului continuu ntr-un

temperatura

anumit interval de timp; - principiul de funcionare se bazeaz pe deformrile pe care le sufer un corp metalic sub influena temperaturii: - este alctuit din : receptor (lam bimetalic format prin sudarea a dou lame de metal), sistem de transmitere i amplificare a deformrii i mecanismul de nregistrare (tambur cu mecanism de ceasornic n interior).

Intrebari recapitulative 1. Ce este gradientul termic vertical? 2. Cum se prezinta variatia anuala? 3. Convertiti 70F in grade Celsius.

33

Unitate de nvare nr.3.PRESIUNEA ATMOSFERICA

CuprinsObiectivele Unitii de nvare nr.3 3.1. 3.2. 3.3. 3.4. 3.5. 3.6. Presiunea atmosferica. Variatii periodice si neperiodice ale presiunii atmosferice. Harta reliefului baric. Principalele forme ale reliefului baric. Repartitia presiunii atmosferice la nivelul Pamantului. Determinarea presiunii atmosferice.

ntrebri recapitulative.

Obiectivele Unitii de nvare nr.3. Intelegerea notiunilor de gradient baric orizontal si relief baric. Cunoasterea caracteristicilor formelor de relief baric si a tipului de vreme asociata. Sublinierea aspectelor practice legate de determinarea valorilor de presiune si de utilizare a instrumentelor specifice.

3.1. Presiunea atmosferica.

Atmosfera se menine n jurul Pmntului datorit forei de atracie gravitaional. Aerul atmosferic are o greutate proprie, straturile de aer superioare apas asupra celor inferioare i n consecin, atmosfera exercit o apsare asupra suprafeei Pmntului. Efectul greutii i apsrii aerului se exprim prin noiunea de presiune atmosferic.

34

n meteorologie, se folosete noiunea de presiune atmosferic de la un nivel oarecare. Aceasta reprezint greutatea coloanei de aer cu seciunea de 1 cm2

i cu nlimea msurat de la nivelul respectiv pn la limita superioar a atmosferei. Prin urmare, presiunea se definete prin fora (greutatea) cu care aerul apas pe unitatea de suprafa. P = F / S dyn /cm2 Msurarea presiunii atmosferice are la baz experiena lui Toricelli, cunoscut din fizic, conform creia, variaiile nregistrate de greutatea coloanei de mercur ntr-un tub barometric cu seciunea de 1 cm2, echilibreaz presiunea coloanei de aer cu nlimea pn la limita superioar a atmosferei. n mod convenional, se consider c la nivelul mrii, la temperatura de 0C, la latitudinea de 45, pe o suprafa de 1 cm2, presiunea atmosferic este egal, n medie, cu presiunea realizat de o coloan de mercur nalt de 760 mm. Aceasta este presiunea atmosferic normal. Unitile de msur utilizate pentru exprimarea valorii presiunii atmosferice sunt milimetrul coloan de mercur (mm Hg) i milibarul (mb). Pornind de la faptul c unei valori a presiunii atmosferice de 750 mm Hg i corespunde o presiune atmoferic de 1000 mb, se poate calcula uor corespondena dintre cele dou uniti de msur, avnd n vedere c 750 reprezint 3/4 din 1000. Rezult c: 1 mmHg = 1,33 dyn/cm2 = 1,33 mb = 4/3 mb, 1 mb = 1 000 dyn/cm2 = 0,75 mm Hg = 3/4 mm Hg. n meteorologie, n general, dar mai ales n meterologia sinoptic, n special, se folosete ca unitate de msur a presiunii atmosferice milibarul (mb). Presiunea atmosferic normal este egal cu 1013,3 mb, ce corespunde valorii de 760 mmHg. Distribuia presiunii aerului la suprafaa Pmntului este neuniform, deoarece depinde de densitatea aerului i de latitudinea locului. Densitatea aerului, la rndul su, depinde de temperatura aerului i de cantitatea de vapori de ap din aer. Creterea temperaturii aerului determin scderea densitii sale i implicit, scderea presiunii atmosferice, iar scderea temperaturii aerului are, drept consecin creterea densitii, prin urmare, creterea presiunii aerului.

35

3.2.Variatii periodice si neperiodice ale presiunii atmosferice.

Presiunea atmosferic nu este o mrime constant. n afara variaiei pe vertical, presiunea aerului se schimb de la un moment la altul, n decursul unei zile, unui an, variaz de la un anotimp la altul, de la o zon la alta. Pe lng aceste variaii, considerate periodice, presiunea atmosferic prezint i variaii neperiodice, consecin a variaiilor brute de temperatur care genereaz procese dinamice i a circulaiei generale a atmosferei. Aceste variaii accidentale sunt mai frecvente n zonele de latitudini mijlocii i mari, unde schimbrile vremii se produc de la o zi la alta. n cele ce urmeaz ne vom referi la variaiile presiunii atmosferice cu altitudinea, variaiile zilnice i anuale. Variaia presiunii atmosferice cu nlimea. Staiile meteorologice sunt instalate la diferite nlimi fa de nivelul mrii i prin urmare valorile de presiune msurate se vor deosebi, datorit diferenelor de nivel, avnd n vedere faptul c, se micoreaz i nlimea coloanei de aer. Variaia presiunii nu este liniar, ca n cazul temperaturii aerului, ci se produce dup o lege matematic, n sensul c, presiunea scade n progresie geometric, cnd nlimea crete n progresie aritmetic. Prin urmare, presiunea atmosferic scade cu altitudinea, deoarece stratul de aer, n nlime, devine mai subire i deci, presiunea exercitat de el va fi tot mai mic. Astfel, dac la suprafaa Pmntului presiunea aerului este egal cu 760 mm Hg, la nimea de 5,5 km este de 380 mm Hg, iar la 11 km este de numai 190 mm Hg. Variaiile presiunii atmosferice cu altitudinea sunt necesare a fi cunoscute, pentru determinarea treptei barice, pentru necesiti sinoptice, pentru navigaia aeronautic. Avndu-se n vedere c valorile de presiune provin de la staii meteo situate la diferite altitudini, la ntocmirea hrilor sinoptice toate valorile sunt uniformizate, n sensul c sunt reduse la nivelul mrii. Reducerea presiunii atmosferice la nivelul mrii se realizeaz cu ajutorul treptei barice. Aceasta

36

reprezint distana pe vertical, n metri, pentru care se nregistreaz o cretere sau o descretere a presiunii atmosferice de 1 milibar. h = 8000/p (1 + t) n care: h = treapta baric; 8000 = factor constant; p = presiunea atmosferic citit la barometru; = coeficientul de dilatare al gazelor (aerul fiind mediu gazos), fiind egal cu 0,004; t = temperatura aerului la punctul de observaie. n condiii de presiune atmosferic normal, treapta baric h este egal cu 7,8 m /mb. Variaiile periodice ale presiunii atmosferice. nclzirea inegal a suprafeei terestre, deplasarea i schimbul maselor de aer, anumite mecanisme ale

circulaiei atmosferice, care provoac dilatarea sau comprimarea maselor de aer, pot determina modificri ale greutii coloanelor de aer i determin variaii continui, de cretere i de descretere a valorii presiunii atmosferice. Variaiile periodice ale presiunii atmosferice sunt determinate de aciunea unor factori constani. Ele sunt reprezentate de o variaie diurn i o variaie anual. Variaia diurn a presiunii atmosferice este o variaie lent. Ea este bine conturat la ecuator i la tropice, unde curba variaiei prezint dou maxime, care se produc la ora 10 i ora 22 i dou minime, n jurul orelor 4 i 16. Oscilaiile au caracter semidiurn, deoarece apar la intervale de 12 ore, fiind asemnate cu mareele din hidrosfer, purtnd i denumirea de maree barometrice. La aceste latitudini, variaia zilnic este att de obinuit, nct orice abatere observat, constituie un indiciu sigur de schimbare brusc a vremii, chiar apropierea unui ciclon tropical. La latitudini medii i mari, aceast variaie regulat nu mai este aa de evident, fiind oarecum mascat de schimbrile brute, neregulate ale vremii, variaiile periodice fiind nlocuite de mari variaii neperiodice.

37

Amplitudinea variaiei diurne a presiunii atmosferice are valorile cele mai mari la ecuator, de 3 mb, apoi se micoreaz treptat, atingnd valoarea de 0,7 mb la latitudini medii, de 0,3 mb la 60 latitudine, pentru ca la poli variaiile s fie imperceptibile. Variaia zilnic a presiunii atmosferice este influenat i de caracterul suprafeei terestre,

care afecteaz mai ales valorile extreme. Variaiile diurne sunt analizate de serviciile de prognoz, care alctuiesc hri cu tendina barometric, unde se delimiteaz nucleele de cretere sau de scdere ale presiunii atmosferice, cu ajutorul crora se pot face aprecieri asupra proceselor de advecie a maselor de aer i se pot trasa liniile de separaie dintre mase de aer diferite. Variaia anual a presiunii atmosferice este pus n eviden de evoluia valorilor medii lunare multianuale, fiind determinat de succesiunea

anotimpurilor, de latitudinea geografic i de natura suprafeei terestre. n regiunile ecuatoriale i tropicale, unde influena anotimpurilor este aproape nul, variaia anual a presiunii este slab exprimat. La latitudini medii i mari, alturi de alternana anotimpurilor, natura suprafeei terestre face ca n variaia anual a presiunii s apar deasupra regiunilor de uscat un maxim n anotimpul rece i un minim n perioada cald a anului, iar deasupra oceanelor, un maxim n anotimpul cald i un minim n anotimpul rece. Pe litoralul oceanelor, variaia presiunii prezint un maxim vara i un minim spre sfritul toamnei. Uneori se mai poate produce un al doilea maxim iarna i un al doilea minim primvara, a cror amplitudine este mult mai mic dect a celei din interiorul continentelor.

38

3.3. Harta reliefului baric.

Presiunea atmosferic, este un parametru meteorologic important, care n fiecare punct al atmosferei, se caracterizeaz printr-o valoare numeric exprimat n milibari. Avnd la dispoziie observaiile asupra presiunii atmosferice de la diferite staii meteorologice i transpunnd aceste valori pe hrile meteorologice, se obine repartiia n spaiu a presiunii, prin suprafee de egal presiune, numite suprafee izobarice. Distribuia spaial a presiunii atmosferice la un moment dat, caracterizat prin sistemul suprafeelor izobarice, definete cmpul baric. Distribuia presiunii atmosferice la nivelul suprafeei Pmntului se reprezint pe hri cu ajutorul liniilor izobare. Acestea reprezint linii curbe, nchise, sinuoase uneori, care unesc puncte de egal valoare a presiunii, de la un anumit nivel. Deoarece hrile meteorologice reprezint doar poriuni din suprafaa terestr, numai o parte a izobarelor sunt nchise, alt parte rmnnd deschise. Valorile presiunii, observate n diferite puncte de pe suprafaa terestr, sunt reduse n prealabil, la nivelul 0 al mrii, la 45 latitudine i la temperatura de 0C, pentru a fi uniformizate. Izobarele se traseaz, pe hrile meteorologice, prin interpolare, la echidistane, de 5 mb, dar i 4 mb, sau 10 mb. Trasarea izobarelor i n final hrile barice, delimiteaz arii cu presiune mai ridicat, numite maxime barometrice sau anticicloni i arii cu presiune cobort, numite minime barometrice, depresiuni sau cicloni. Anticiclonii i depresiunile sunt principalele forme sau sisteme barice, iar ansamblul lor pe o hart meteorologic formeaz, ceea ce numim, relieful baric, asemntor reliefului geografic. Dup rolul pe care-l au n determinarea proceselor atmosferice i a strii timpului, anticiclonii i depresiunile se mai numesc i centrii de aciune ai atmosferei.

3.4. Principalele forme ale reliefului baric

39

Anticiclonii sunt regiuni cu presiune ridicat, delimitate de izobare de form circular sau oval, n care presiunea atmosferic crete de la periferie spre centru, iar gradienii barici orizontali sunt orientai de la centru la periferie. Prin gradient baric orizontal se nelege variaia presiunii atmosferice n direcie orizontal, pe unitatea de distan, fiind orientat de la presiunea mare spre presiunea mai mic, perpendicular pe izobare. Circulaia aerului n anticicloni, pe orizontal, este divergent, de la centru spre periferie, conform gradientului baric orizontal i cu abaterea determinat de micarea de rotaie a Pmntului, o micare spiralat, n sensul acelor de ceasornic n emisfera nordic i invers acelor de ceasornic n emisfera sudic. Avnd n vedere aceast deplasare a aerului, n centrul anticiclonului se observ un aport de aer din stratele mai nalte ale troposferei, deci o micare descendent, ce nu permite dezvoltarea unei nebuloziti ridicate, cerul fiind n general senin sau cu nebulozitate variabil. Izobarele la anticicloni fiind mai distanate, indic vnturi moderate, pn la calm, cu excepia periferiei, mai ales n partea anterioar, unde se pot intensifica. Pe hrile sinoptice, anticiclonii se noteaz cu litera M, dar se folosesc i alte notaii, funcie de centrul i ara ce ntocmete harta, cum ar fi H (pentru hrile engleze, americane) sau B (hri ruseti). Anticiclonii ocup suprafee foarte ntinse, de ordinul miilor de km2, iar presiunea n centrul lor variaz, n medie, ntre 1010 i 1040 mb, iarna putnd depi chiar i 1050 mb. Deasupra uscatului, se instaleaz de obicei iarna, iar deasupra oceanelor mai ales vara. Vremea n anticicloni este n general

frumoas, uscat, ceva mai rece, cu un mers diurn al temperaturii bine definit. n funcie de caracterul masei de aer n care ia natere i locul de formare, pot apare i alte condiii de timp. Astfel, iarna, sub stratul de inversiune se pot observa nori deni Stratus i Stratocumulus i chiar precipitaii, sau cea de radiaie.

40

La periferia anticiclonului, condiiile de timp sunt puin schimbate, influenate de zonele limitrofe. Astfel, n partea anterioar a unui anticiclon, unde se pot forma nori Cumulus sau poriuni terminale de nori Cumulonimbus, vor cdea chiar averse. n partea posterioar, se pot observa nori Cirrus ce prevestesc apropierea unui front cald. Aici, vremea are un caracter nchis, cu zone largi de precipitaii i vnturi cu fora 6 - 7. Centrii de maxim presiune cei mai cunoscui i mai puternici sunt anticiclonii Siberian, Canadian i Azorelor. Viteza medie de deplasare a anticiclonilor este de 25 35 km / or, dar pot avea i stadii de evoluie cu regim cvasistaionar. Depresiunile barice sau ciclonii sunt regiuni de presiune sczut, n care presiunea scade de la periferie spre centru. Pe hrile meteorologice, se reprezint prin sisteme de izobare nchise, cu presiunea minim n

centru, spre care sunt ndreptai i gradienii barici orizontali. Micarea aerului este tot spiralat, dar n sens invers acelor de ceasornic n emisfera nordic i n sens retrograd n emisfera sudic, convergent pe orizontal i ascendent pe vertical. Depresiunile se caracterizeaz prin izobare dese, valori mari ale gradienilor de presiune, ceea ce indic vnturi puternice. Micarea ascendent a aerului mai cald i umed, din centrul

depresiunii, determin rcirea i n consecin, condensarea vaporilor de ap, nebulozitatea ridicat i precipitaii bogate. Depresiunile barice ocup suprafee mult mai reduse dect anticiclonii, 1 000 1 500 km2, deplasndu-se mai rapid, cu viteze de 70 80 km/or. Pe vertical prezint extindere mic, n stadiu iniial, 3 5 km, pentru ca n funcie de intensitatea dezvoltrii, s poat ajunge pn la 10 - 18 km n altitudine.

41

n afara celor dou forme principale ale reliefului baric, pe care le-am detaliat mai sus, pe o hart sinoptic se pot distinge i forme secundare, dup cum urmeaz: - dorsala anticiclonic, este o form baric alungit, cu presiune ridicat, dispus ntre dou zone de presiune cobort, n prelungirea unui anticiclon, n care izobarele sunt curbate n forma literei U. De-a lungul axei dorsalei valorile presiunii sunt maxime. Condiiile de vreme sunt aceleai ca i n anticiclon. - talvegul depresionar, reprezint un sistem baric de presiune cobort, situat ntre doi anticicloni. Este caracterizat prin izobare deschise, n form de V i reprezint prelungirea periferic a unui ciclon. Prezint o ax de-a lungul creia presiunea este cea mai cobort. Caracteristicile vremii sunt similare celor din depresiuni. - aua barometric este o zon a cmpului baric cuprins ntre doi anticicloni i doi cicloni, sau dou dorsale i dou talveguri, dispuse simetric (n cruci) n raport cu dou axe de simetrie, formnd dou sisteme de hiperbole conjugate. Punctul central al eii este la intersecia celor dou axe. - culoarul depresionar este o regiune larg de joas presiune, ce leag doi cicloni, mrginii de-o parte i alta de valori de presiune ridicat. n relieful baric intervine adesea o zon de presiune uniform, cu valori apropiate de presiunea atmosferic normal, care se numete cmp de presiune uniform sau mlatin barometric.

3.5. Repartitia presiunii atmosferice la nivelul Pamantului.

Studiul distribuiei presiunii la nivelul suprafeei terestre, pune n eviden zone distincte, cu valori de presiune caracteristice. n regiunea ecuatorial se formeaz o zon, aproape continu, de joas presiune, caracterizat prin valori apropiate de ale presiunii normale, ntre 1008

42

i 1011 mb. De aici, spre nord i sud, de la ecuator, presiunea atmosferic crete, atingnd n regiunea latitudinilor de 30 - 35 o valoare maxim. Anticiclonii care formeaz acest bru de nalt presiune se numesc maxime barometrice subtropicale, avnd valori de la 1022 mb la 1027 mb. naintnd spre poli, n apropierea cercurilor polare, se ntlnesc dou centuri de joas presiune, de natur termo-dinamic, cte una pentru fiecare emisfer, pentru ca deasupra celor doi poli s fie identificate zonele polare de maxim presiune. La nivelul suprafeei terestre n general i n cele dou emisfere, n particular, exist o inegalitate ntre suprafaa ocupat de uscat i ocean, ce determin diferenieri n procesele de nclzire i rcire ale suprafeei, la care se asociaz deplasarea unor mase de aer cu caracteristici proprii, funcie de zona de origine, astfel c, unii centri de aciune ai atmosferei acioneaz numai n anumite perioade ale anului. Situaia este caracteristic mai ales latitudinilor medii i mari. n emisfera nordic, n sezonul rece al anului, anticiclonii se dezvolt deasupra zonelor de uscat, n timp ce depresiunile le vom ntlni deasupra oceanelor. Centrii barici caracteristici sunt urmtorii: - anticiclonul Siberian, i are originea n partea central-nordic a Asiei, dar i extinde influena pn n estul Europei. Se caracterizeaz prin valori mari de presiune, 1035 1040 mb, meninnd o vreme relativ frumoas, dar deosebit de rece; - anticiclonul Canadian se formeaz deasupra sudului Canadei i nord-vestul S.U.A., determin o vreme rece, dar nu la valoarea anticiclonului siberian, datorit influenei celor dou oceane, Atlantic i Pacific, care n acest sezon sunt mai calde dect uscatul, astfel c, presiunea are valori de 1022 1025 mb; - depresiunea Islandei, cu valoarea n centru, de 995 997 mb, se formeaz deasupra insulei cu acelai nume, acoper nordul Oceanului Atlantic i se extinde uneori i deasupra nord vestului Europei, determinnd o vreme nu prea rece, dar deosebit de umed, cu precipitaii de lung durat;

43

- depresiunea Aleutinelor, caracteristic nordului Oceanului Pacific, i extinde influena pe coastele Alaski i Canadei, cu o presiune n centru de 1000 mb, ce genereaz o vreme umed, nchis, cu precipitaii; n sezonul cald al anului, n aceeai emisfer nordic, apar modificri importante, n sensul c, centrii de presiune ridicat se formeaz deasupra oceanelor, iar deasupra uscatului, care se nclzete intens n aceast perioad, se vor forma zone depresionare. Iat care sunt centrii barici reprezentativi pentru acest sezon: - anticiclonul Azoric, format deasupra Arhipelagului Insulelor Azore, cu media n centru de 1025 mb, se extinde uneori pn n Europa central estic, determinnd o vreme relativ frumoas, mai rcoroas, dar i ploi sub form de averse; - anticiclonul Hawaian, se formeaz n Pacificul central nordic, cu o presiune medie de 1 022 mb, cu influen pn n vestul Canadei i al S.U.A., genernd o vreme umed, rcoroas; - brul depresionar ce se ntinde din nordul Africii, prin sudul Arabiei, Iran, pn n vestul Pakistanului, cu valoarea n centru de 1000 mb, determin o vreme deosebit de cald i uscat, cu vizibilitate redus, datorit pulberilor pe care le transport. n sudul Asiei, prezena centrilor depresionari favorizeaz circulaia aerului umed dinspre Oceanul Indian, determinnd ploile musonice. n emisfera sudic, datorit influenei deosebite a oceanelor, care predomin, nu exist deosebiri eseniale ntre sezoane, centrii barici fiind aceeai n tot timpul anului, formndu-se deasupra acelorai zone. Principalii centrii barici ai emisferei sudice sunt: depresiunea nord australian i depresiunea sud african, cu valori de 1007 1008 mb; anticiclonul sud atlantic (deasupra Ins. Sf. Elena), anticiclonul sud indian (n zona Ins. Sf. Mauritius) i anticiclonul sud pacific (centrat pe Ins. Patelui) cu valori medii ntre 1018 1020 mb. Valorile extreme de presiune atmosferic, la nivelul globului terestru, au fost: cea mai ridicat valoare de 1083, 8 mb, nregistrat n decembrie 1968, la Agata (n Siberia, n apropiere de Oimeakon, unde s-a determinat minima termic

44

absolut), iar cea mai sczut valoare de presiune de 912 mb, n ianuarie 1934, la Murato, n Japonia, n timpul unui taifun.

3.6. Determinarea presiunii atmosferice.

Valoarea presiunii intr-un punct oarecare de pe suprafata terestra este egala cu greutatea unei coloane de aer cuprinsa intre acel punct si limita superioara a atmosferei pe unitate de suprafata. Astfel, presiunea medie a aerului, exercitata pe 1 cm de pe suprafata Pamantului, in conditiile normale de observatie (latitudinea de 45o, temperatura apei de 0C si la nivelul zero al marii) este egala, conform experientei lui Torricelli, cu presiunea exercitata de o coloana de mercur inalta de 760 mm si cu sectiunea de 1 cm. In practica meteorologica, unitatea de masura pentru presiunea atmosferica este milibarul(mb) sau hectopascalul si milimetrul coloana de mercur (mmHg). In conditii normale, o coloana de mercur cu o inaltime de 760 mm, exercita o presiune de 1013,3 mb, deci: 1mb=0,7501 mmHg 1mmHg=1,3332mb. Pentru transformarea unei anumite valori de presiune din mmHg in mb se inmulteste valoarea respective cu 4/3 sau 1,333 (fractie efectiva), iar pentru a transforma mb in mmHg se inmulteste valoarea respective cu sau 0,75. Presiunea atmosferica se determina atat cu instrumente cu citire directa (barometre cu mercur, barometre aneroide,), cat si cu instrumente inregistratoare.

Barometrul cu mercur isi bazeaza functionarea pe principiul echilibrarii presiunii atmosferice de catre greutatea coloanei de mercur din tubul barometrului. Evanghelista Torricelli (fizician si matematician italian, elev al lui Galileo Galilei) a

45

pus in evidenta existenta presiunii atmosferice (1643), construind primul barometru (tubul lui Torricelli). Indiferent de tip, un barometru este alcatuit dintr-un tub barometric, rezervor, tub metalic de protectie, vernier, termometru alipit si dispozitiv de suspensie.

Tubul barometric are o lungime de 80-86 cm si este confectionat dintr-o sticla speciala. Dupa ce tubul a fost umplut cu mercur, se introduce cu capatul deschis intr-un rezervor metalic si care comunica cu mediul inconjurator printrun orificiu ce se inchide cu un surub pe perioada nefunctionarii. Presiunea aerului, actionand asupra suprafetei mercurului din rezervor, mentine la o anumita inaltime mercurul din tub, echilibrand astfel coloana de mercur cu presiunea aerului. O data cu modificarea presiunii aerului, variaza si inaltimea coloanei de mercur din tub. Tubul metalic de protectie al tubului barometric prezinta o deschidere

46

longitudinala prin care se poate urmari nivelul coloanei de mercur din tub. Tot pe aceasta este gravata scara barometrului impartita in mm sau mb. Vernierul este un cursor mobil ce se deplaseaza de-a lungul scarii gradate, scopul acestuia fiind acela de a determina zecimile sau sutimile de milimetru. Termometrul alipit este un termometru cu mercur, fixat pe partea inferioara a tubului de protectie, pentru a masura temperatura mercurului in momentul citirii presiunii atmosferice. Pe baza acestei valori termice se aplica corectia de aducere a presiunii la temperatura de 0C. Valoarea citita la barometru nu reprezinta presiunea aerului reala, ci este necesar sa se faca urmatoarele corectii: -corectia de temperatura; -corectia de latitudine si altitudine (pentru forta gravitatiei); -corectia instrumentala (atat valorilor de temperature cat si celor de presiune li se aplica aceasta corectie, datorita posibilelor erori de constructie a diferitelor piese componente a instrumentelor). Barometru aneroid este fcut dintr-un aliaj de beriliu i cupru. Capsula sau capsulele (uzual sunt folosite mai multe capsule) sunt vidate i meninute la forma iniial cu ajutorul unui arc foarte puternic. Micile variaii ale presiunii din exteriorul capsulei produc dilatarea sau contracia acesteia, micri care sunt transferate spre sistemul de prghii care pune n micare acul indicator al aneroidului. Multe modele includ un ac indicator care

47

poate fi potrivit manual pentru stabilirea unei valori de referin. Indicatorul se plimb pe cadranul gradat unde poate fi citit presiunea atmosferic. Pentru cunoaterea variaiei presiunii n timp, se folosesc barometre nregistratoare sau barografe. Un barograf este alctuit din trei pri principale: partea receptoare, sistemul de amplificare i transmitere i partea nregistratoare. Partea receptoare este format dintr-o coloan de celule Vidi, la fel ca la barometrul aneroid. Partea superioar a coloanei capsulei este pus n leg tur cu sistemul de prghii care amplific i transmit deformrile acesteia n peni anregistratoare. Sistemul nregistrator este format dintr-un tambur de form cilindric n interiorul cruia exist un mecanism de ceasornic care produce o rotaie complet a tamburului n timp de 24 ore sau o sptmn. Pe tambur se nfoar barograma corespunztoare fiecrui tip de barograf, gradat n mm sau mb. Barometrul aneroid i barograful se fixeaz alturi de cel cu mercur, la nlimea de 1,50 m de podea i ntr-un loc ferit de variaii brute ale temperaturii.

Intrebari recapitulative

1. Ce este gradientul baric orizontal? 2. Ce sunt izobarele? 3. Prin ce conditii de vreme sunt caracterizati anticiclonii.

48

Unitate de nvare nr.4.VANTUL.

CuprinsObiectivele Unitii de nvare nr.4 4.1. 4.2. 4.3. Vantul definitie, cauzele formarii. Elementele vantului. Forte modificatoare. Variatiile periodice ale vantului. Circulatia generala a atmosferei. Clasificarea vanturilor. 4.4. 4.5. 4.6. Vanturi regulate si periodice. Vanturi locale. Instrumente pentru determinarea directiei si vitezei vantului.

ntrebri recapitulative.

Obiectivele Unitii de nvare nr.4. Familiarizarea cu notiunile de vant si advectie Cunoasterea factorilor modificatori ai elementelor vantului. Scara Beaufort. Sublinierea aspectelor practice referitoare la masurarea elementelor vantului si a efectelor produse de vant la nava.

4.1. Vantul definitie, cauzele formarii.

Atmosfera nu se afl niciodat n stare de repaus. Pretutindeni, aerul atmosferic se afl ntr-o permanent micare, strile de imobilitate complet fiind practic inexistente. Pe lng micrile verticale, numite i cureni de aer, cele mai importante micri sunt cele n plan orizontal.

49

Deplasarea pe orizontal a aerului, n raport cu suprafaa terestr,

se

numete vnt. Cnd vnturile alctuiesc sisteme unitare i relativ stabile, deasupra unor suprafee mari de teren, se numesc cureni atmosferici. Micarea orizontal a aerului, vntul, este determinat de repartiia neuniform a presiunii atmosferice n cmpul baric. Diferenele de presiune, n plan orizontal, au drept consecin deplasarea aerului dinspre regiunile cu presiune ridicat spre regiunile cu presiune cobort, cu tendina de a le egaliza. Dei egalizarea nu se realizeaz, deoarece apar tot timpul noi diferene, vntul menine o stare medie a acestor diferene, fiind un factor compensator important al atmosferei. Micarea aerului se ntreine atta timp ct se menin diferenele de presiune. Deci, se poate spune c, fora direct care pune n micare aerul i prin urmare care d natere la vnt, este diferena de presiune a aerului care se creeaz la suprafaa pmntului. Aceast diferen este determinat de gradientul baric orizontal, care poate fi determinat cu ajutorul izobarelor. Gradientul baric orizontal este reprezentat printr-un vector ce caracterizeaz scderea presiunii atmosferice pe unitatea de distan, pe direcie

perpendicular pe izobare, orientat de la presiunea mare spre presiunea mic. Relaia prin care se definete gradientul baric orizontal este urmtoarea: b = - p /n semnul neavnd semnificaie matematic, indicnd doar orientarea acestuia de la presiuni mari la presiuni mici, deci scderea presiunii. n cazul unui anticiclon, gradientul baric orizontal este orientat spre periferie, iar n cazul unei depresiuni este orientat spre centru. Din relaia de mai sus, reiese c, cu ct diferena de presiune este mai mare i distana dintre izobare este mai mic, variaia presiunii aerului va fi mai mare i valoarea gradientului baric orizontal va fi mai mare. De aici, izobarele dese denot diferene mari de presiune, gradient baric orizontal mare i vnturi puternice, iar izobarele rare, variaii slabe ale presiunii i vnturi slabe. n practic, gradientul baric orizontal se exprim n milibari i se raporteaz la lungimea arcului de meridian de 1 (111 km). Astfel, n zona n care se determin gradientul, se msoar, pe harta meteorologic sau baric, distana dintre dou puncte situate pe o direcie perpendicular pe izobare. Dac distana50

msurat este, de exemplu, 200 km, iar diferena de presiune ntre cele dou puncte este de 5 mb gradientul baric orizontal va fi: b = 5 x 111 / 200 = 2,7 mb /grad meridian. La latitudini medii, mrimea gradientului baric de obicei nu depete 5 mb, dar au fost observate i cazuri cnd a atins valoarea de 31,2 mb.

4.2. Elementele vantului. Forte modificatoare.

Principalele elemente ce caracterizeaz vntul sunt direcia din care bate i viteza cu care se deplaseaz, ambele prezentnd o mare variabilitate n timp i spaiu. Direcia vntului reprezint unghiul format de vectorul vnt i direcia nordului geografic. Direcia poate fi exprimat n grade, considerate de la nordul geografic n sensul acelor de ceas, sau cu ajutorul rozei vnturilor, format din 16 sectoare cardinale i intercardinale, N, NNE, NE, ENE, E, ESE, SE, SSE, S, SSW, SW, WSW, W, WNW, NW, NNW. La uscat determinarea direciei vntului se face cu ajutorul giruetei, iar la bordul navelor dup orientarea pavilionului, a mnecii de vnt, avnd n vedere c dac nava se deplaseaz, direcia determinat a vntului este aparent, fiind influenat de drumul navei. Marinrete vorbind, vntul intr n compas, deci cnd se exprim direcia vntului indicm direcia din care bate. Viteza vntului reprezint distana parcurs de masa de aer n deplasare, n unitatea de timp i depinde, n principal, de mrimea gradientului baric orizontal. Se exprim n m/sec., km/h sau Nd. Viteza vntului poate fi apreciat i prin diferitele efecte mecanice pe care le produce, prin presiunea asupra unor corpuri, arbori, cldiri, valuri. Astfel, intensitatea vntului se msoar cu ajutorul scrii Beaufort, cu 17 grade, care indic tria i viteza corespunztoare, n anumite limite; ultimului grad i corespunde o vitez de 60 m/sec., respectiv 200 km/h sau 100 Nd. Pentru uzul marin se folosete scara Beaufort la form redus, numai pn la fora 12, considerndu-se c celelalte trepte, pn la 17, nu sunt dect forme amplificate ale manifestrii unor cicloni tropicali.51

Ca i n cazul direciei vntului, la bordul unei nave care se deplaseaz, viteza vntului, determinat cu aparatura specific, este viteza aparent, influenat de viteza navei.

Vntul nu pstreaz n decursul timpului aceeai direcie i vitez. Uneori, i pstreaz cele dou elemente constante, alteori i schimb intensitatea dintro clip n alta, nregistrnd viteze de la 2 3 m/sec. la 15 20 m/sec. n cazul n care aerul se deplaseaz uniform, fr a-i modifica direcia i viteza, avem un vnt laminar. Dac cele dou elemente variaz de la un moment la altul, vntul este turbulent, iar dac prezint mari variaii ntr-un interval scurt de timp, avem de-a face cu un vnt n rafale. n mod teoretic, vntul ar trebui s aib direcia similar cu cea a gradientului baric orizontal, iar viteza, funcie de mrimea gradientului baric. n realitate ns, asupra celor dou elemente, intervin fore modificatoare. Fora de abatere a micrii de rotaie a Pmntului fora Coriolis acioneaz asupra direciei vntului. Orice corp n micare liber la suprafaa Pmntului, sufer o abatere de la direcia normal, iniial, spre dreapta n52

emisfera nordic i spre stnga n emisfera sudic. Aceast abatere este determinat de micarea de rotaie a Pmntului n jurul axei sale i poart numele de fora Coriolis. Acionnd asupra aerului n micare, respectiv asupra vntului, a crui direcie este dat de direcia gradientului baric orizontal, va determina devierea vntului de la direcia acestuia, fr modificarea vitezei micrii. Fora Coriolis acioneaz n orice direcie se produce deplasarea. Valoarea acceleraiei forei Coriolis depinde de viteza vntului, latitudinea geografic i de viteza unghiular de rotaie a Pmntului. A = 2 V sin , n care A = fora de abatere; = viteza unghiular de rotaie a Pmntului, unghiul fiind dat de rotirea planului meridian n timp de 1 s n jurul axei de rotaie, avnd o valoare constant de 0,000073 rad/s; V = viteza vntului; sin = sinusul latitudinii. Din aceast relaie reiese c, la ecuator acceleraia abaterii este nul, deoarece = 0, sin = 0, deci A = 0. Teoretic, aici vntul nu se abate de la direcia gradientului baric orizontal, dar practic exist i aici abatere, dar fr nsemntate, deoarece ecuatorul este o linie imaginar. De la ecuator spre poli, crescnd valoarea latitudinii, crete i efectul forei Coriolis, atingnd valori maxime la poli. Viteza vntului este un factor important, n sensul c, pe msura creterii vitezei vntului, crete i devierea fa de direcia gradientului. Fora centrifug acioneaz, de asemenea, asupra direciei vntului, n timpul deplasrii aerului dup traiectorii curbilinii. Fora centrifug este orientat pe direcia razei de curbur a traiectoriei de deplasare, de la interior spre exterior. C = V2 / r m/s2 unde, V = viteza liniar de deplasare; r = raza de curbur a traiectoriei deplasrii. n general, curbura traiectoriilor este mic i ca urmare intensitatea micrii centrifuge va fi mic. La viteze mari ale vntului i cnd raza curburii traiectoriei53

este accentuat, fora centrifug crete i poate depi chiar mrimea gradientului baric orizontal. Acest lucru se poate realiza n vrtejurile care se dezvolt n masele de aer instabile. Fora de frecare. n deplasarea sa deasupra suprafeei terestre, vntul ntmpin o rezisten, ca urmare a frecrii masei de aer de aceast suprafa, numit for de frecare, care are drept consecin reducerea vitezei vntului i modificarea direciei acestuia. Fora de frecare este proporional cu viteza vntului i, la prima vedere, este orientat n sens contrar micrii, fiind influenat i de natura suprafeei terestre. F = - k V, n care k este coeficientul de frecare, variabil, iar V este viteza vntului. Semnul minus indic sensul contrar de aciune a forei de frecare. Mrimea coeficientului de frecare este adimensional i depinde de viteza vntului i de natura suprafeei terestre. Fora de frecare are valori maxime la nivelul suprafeei terestre i scade treptat cu altitudinea, atingnd valori mici la nlimi de 500 1500 m. Observaiile practice ne arat c, n imediata apropierea suprafeei terestre, fora de frecare, reprezentat printr-un vector proporional, nu acioneaz n sens exact contrar direciei vntului, ci aproximativ cu 35 spre stnga de aceasta. Fora de frecare poate reduce viteza vntului, deasupra uscatului cu pn la 50 % din viteza determinat de gradientul baric orizontal, iar deasupra oceanelor cu 30 %. Un alt efect al forei de frecare este reducerea unghiului de deviere a direciei vntului de la gradient. Unghiul de deviere nu poate atinge valoarea de 90, astfel c direcia vntului nchide un unghi mai mic de 90 cu gradientul i va bate oblic fa de izobare. Mrimea unghiului de deviere este proporional cu latitudinea geografic i invers proporional cu coeficientul de frecare. Cu ct coeficientul de frecare este mai mic, cu att devierea este mai mare, astfel c, unghiul devierii fa de gradient este mai mare la vnturile oceanice, fa de cele de pe uscat. La suprafaa oceanelor, unghiul de deviere poate atinge 40 - 50, n timp ce la suprafaa uscatului 20 - 30.

54

4.3. Variatiile periodice ale vantului. Circulatia generala a atmosferei. Clasificarea vanturilor.

Dintre elementele ce caracterizeaz vntul, numai viteza prezint variaii mai mult sau mai puin regulate. Variaia diurn este identic cu cea a temperaturii aerului, marcat de o maxim imediat dup-amiaz i o minim noaptea sau n primele ore ale dimineii. n straturile de aer mai nalte, mersul zilnic al vitezei vntului este invers. nlimea la care se produce aceast schimbare este variabil n funcie de anotimp, de ora zilei i de viteza iniial a vntului. Vara aceast nlime este de aproximativ 100 m, iar iarna de numai 50 m. n cazul unor vnturi puternice, aceast schimbare se produce la o nlime de circa 300 m. Variaia anual a vntului se caracterizeaz prin particulariti determinate de condiiile locale. Deasupra uscatului, n interiorul continentelor, valoarea maxim a vitezei vntului se produce primvara, cnd instabilitatea maselor de aer se accentueaz, iar valoarea minim iarna. n zonele de litoral, se remarc o vitez maxim iarna i o minim vara. Fenomenul se explic prin faptul c iarna contrastele de temperatur dintre ap i uscat, deci gradienii barici sunt mai mari dect vara i n consecin, viteza vntului va fi mai mare. Frecvena medie a vntului pe direcii se poate studia cu ajutorul unor grafice numite roza vnturilor, care se alctuiesc pe luni, anotimpuri sau pe ani, n baza valorilor multianuale. Ca orice parametru meteorologic i viteza vntului se caracterizeaz prin valori maxime deosebite. Cele mai mari viteze ale vntului se nregistreaz n timpul trecerii ciclonilor tropicali. De asemenea, vnturile sunt deosebit de violente n regiunea polilor. Cele mai puternice vnturi au fost nregistrate n emisfera sudic, n Antarctica i n sudul Americii de Sud, unde viteza medie anual a atins 22 m/s, dar au fost ani n care viteza medie a atins 44 m/s, cu intensificri n timpul zilei de 90 m/s (324 km/h).

55

Circulaia general a atmosferei.

nclzirea neuniform a suprafeei terestre i distribuia inegal a presiunii atmosferice, la diferite latitudini, determin micri ale atmosferei, materializate prin perturbaii i cureni de aer. Totalitatea curenilor de aer, cu caracter permanent sau periodic, care se formeaz n atmosfer, formeaz circulaia general a atmosferei. Consecina acestei circulaii este deplasarea maselor de aer de la o regiune geografic la alta, schimbul permanent de cldur i umezeal ntre toate zonele globului, depresiunile i anticiclonii reprezentnd factorii motori ai deplasrii aerului. Circulaia general a atmosferei este un model fizic al sistemului de cureni atmosferici la suprafaa Pmntului i n altitudine, perfectibil, avnd n vedere c, rmn nc neexplicate multe probleme. Principalele cauze ale marilor micri din atmosfer sunt: nclzirea neuniform a suprafeei terestre i neomogenitatea cmpului de presiune; repartiia inegal a uscatului i a oceanelor; micarea de rotaie a Pmntului n jurul axei sale. Considernd un Pmnt ipotetic omogen i inert, s-ar stabili o circulaie general simplificat, n straturile inferioare formndu-se cureni orientai de la poli spre ecuator, iar la altitudine dinspre ecuator spre poli. Pmntul, ns, nu este omogen, temperatura i presiunea aerului fiind variat la suprafaa sa, iar datorit micrii de rotaie intervine i fora de abatere, Coriolis i circulaia general a atmosferei se complic. Pentru a se ilustra circulaia general a atmosferei se prezint o schem, denumit schema tricelular, format din trei celule, celula alizeelor i contraalizeelor, celula vnturilor de vest i celula polar. n zona ecuatorial, n condiiile unui aflux maxim de radiaie solar, se creeaz o puternic i permanent micare ascendent a aerului. Aerul cald se ridic la mari nlimi i se propag spre nord i sud, formnd de-a lungul ecuatorului o regiune de presiune sczut, o zon de calm, relativ ngust, sau de vnturi slabe, variabile, ntrerupte, uneori, de uragane sau de greenuri. Urcnd i ndeprtndu-se de ecuator, aerul cald se rcete i ncepe s56

coboare la suprafaa pmntului. Acumularea cea mai mare a acestui aer mai rece, la sol, se realizeaz la latitudinea de 30, unde ia natere brul subtropical de mare presiune. De la acest bru, circulaia aerului se orienteaz pe dou ramuri. Una din ramuri se orienteaz spre ecuator, formnd

vnturile alizee, cu direcia modificat datorit forei de abatere, adic din NE n emisfera nordic i din SE n emisfera sudic. Deasupra alizeelor se formeaz contraalizeele, ce bat n sens contrar, dinspre sud-vest n emisfera nordic, iar n emisfera

sudic dinspre nord-vest. Cealalt ramur se dirijeaz spre poli, spre latitudinile de 60 - 70, unde se formeaz frontul polar, caracterizat prin puternice micri ascendente. Aceast ramur genereaz vnturi din direcie sud-vestic i vestic n emisfera nordic, iar n emisfera sudic, din direcie vestic i nord-vestic. La altitudine, direcia predominant a circulaiei aerului este tot dinspre vest, nchiznd, astfel, cea de-a doua celul, a vnturilor de vest. n sfrit, ntre poli i frontul polar, sit