Meteorologie-Climatologie Curs 6

8/6/2019 Meteorologie-Climatologie Curs 6

1/18

1

Curs 6

DINAMICA ATMOSFEREI

Atmosfera este intr-o continu agitatie, fapt datorat impactului radiatiei solare asupra

suprafetei terestre, energia radianta se transforma in energie calorica care genereaza incalzireaatmosferei si a tuturor tipurilor de suprafete active. Diferentele de incalzire provoaca diferente de

presiune care la randul lor genereaza miscarea aerului pe orizontala si pe verticala, prin curenti

de aer orizontali sau vanturi, si respectiv curenti de aer verticali sau de convectie termica.Pentru a intelege mai bine mecanismul acestora vom discuta in acest curs despre presiunea

aerului si curentii atmosferici.

6.1. PRESIUNEA ATMOSFERIC

6.1.1. DefiniiiPresiunea atmosferica este presiunea cu care straturile de aer superioare apasa peste

cele inferioare comprimandu-le pe suprafaa solului i a tuturor obiectelor de pe el.Pe baze experienei lui Torricelli (1643) care a inventat barometrul cu mercur s-a pututdefini mai exact presiunea atmosferic, astfel:

Presiunea atmosferic este egal cu greutatea coloanei de aer cuprins ntre un punctoarecare de pe suprafaa terestri proiecia acestuia la limita superioar a atmosferei care apaspe o seciune de 1 cm2.

Altfel spus,Presiunea (P) este fora (F) ce se exercit pe unitatea de suprafa (S), adic:

P = F/S (dyn/cm2)

Convenional s-a stabilit c la nivelul mrii, la latitudinea de 450, pe o suprafa de 1cm2,presiunea este n medie, egal cu presiunea unei coloane de mercur, nalt de 760 mm la

temperatura aerului de 00C, ceea ce nseamn 1033 grame for.

Cunoscndu-se greutatea coloanei atmosferice cu seciunea de 1cm2 i suprafaaPmntului, s-a putut calcula greutatea ntregii atmosfere, care este de 52,1014 tf (tone for)

echivalent cu cea a unui strat de 76 cm care ar acoperi ntreaga suprafa a Terrei.

n msurtorile barometrice se utilizeaz i o alt unitate de msur, numit milibarul(mb), care este egal cu hectopascalul (hPa).

Presiunea atmosferic normal (la nivelul mrii, la latitudinea de 450i temperatura de

00C) se obine din relaia:P = 76 * 980,62 bari = 1013,25 milibari (mb)

Deoarece barometrele sunt divizate n mm coloan de Hg trebuie transformat valoarea

milibarilor n mm, innd seama de faptul c:

760 mmHg = 1013 mb

750,8 mmHg = 1000,0 mbn consecin rapoartele de transformare vor fi:

750/1000 = 3/4 i 1000/750 = 4/3


2/18

2

Deducem din aceste rapoarte c ntre cele dou mrimi exist relaia:

1 mb = 3/4 =0,75 mm

1 mm = 4/3 mb = 1,33 mb.

6.1.2. Variaia presiunii atmosferice cu altitudineaPresiunea atmosferic scade cu altitudinea din dou motive:

- se reduce grosimea stratului de aer

- se rarefiaz gazele, deci scade densitatea lor.

n aceste condiii fora cu care straturile de aer apas pe suprafaa terestr se diminueaz.Rezult deci c, presiunea atmosferic variaz pe vertical, n atmosfera liber, n funcie de:

densitatea aerului, acceleraia gravitaionali altitudine.

Variaia presiunii pe vertical este evideniat de doi parametri:

Gradientul baric vertical - ce indic variaia numeric a presiunii atmosferice peunitatea de distan n direcia vertical; altfel spus, acesta arat cu ct scade presiunea pe 100 maltitudine (diferen de nivel).

Acesta se calculeaz dup formula:Gv = - P /n mb (hPa), n care:Gv = gradientul baric vertical ( v simbolizeaz altitudinea)

P = diferena de presiune pe 100 m altitudine

n = diferena de altitudine n mSemnul minus (-) indic reducerea presiunii concomitent cu creterea altitudinii, repectiv

sensul de variaie a gradientului baric n condiii normale. Presiunea atmosferic scade cu

0,02mb (hPa) la 100 m altitudine, cifra valabil pentru o atmosfer normal, omogen, real, cu

calm atmosferic.

Variaia gradientului baric este influenat i de temperatura masei de aer, umezeala

acesteia i presiunea atmosderic. Gradientul baric vertical este direct proporional cu presiuneaatmosferic (dac presiunea scade i gradientul baric scade) i invers proporional cu temperatura

(dac temperatura crete, gradientul baric scade).

Treapta baric reprezint relaia invers a gradientului baric vertical, respectiv distana pevertical n mb pentru care presiunea atmosferic variaz (crete sau descrete) cu 1 mb (hPa).

Aceasta este dat de formula:

h1 = - n /p , n care:h1 = treapta baric

n = variaia de altitudine

p = variaia de presiuneTreapta baric prezint o importan mare n meteorologie deoarece ea permite:

- calculul diferenei de nlime ntre dou staii;

- calcului treptei barice, respectiv a diferenei de altitudine pentru care corespunde ovariaie de 1 mm Hg a presiunii atmosferice

- reducerea presiunii atmosferice la nivelul mrii, dar numai pentru altitudini mici,


3/18


4/18

4

geomorfologice limitat de "versani" cu presiune din cen ce mai mare, asemenea izohipse1or

care marcheaz versanii vii; n interiorul lui predomin cureni de aer ascendeni;

- dorsala anticiclonic. Reprezint forma invers a talvegului depresionar. Relieful subaric este conturat de izobare deschise, alungite, cu valoare maxim n poriunea median,

denumit axa dorsalei. Este legat de un maxim barometric, ca fiind o prelungire a acestuia.

Apare n relief ca o culme de mari proporii, care poate acoperi distane de mii de km, ninteriorul creia predomin cureni de aer descendeni i deci, timpul senin;

- culoarul depresionar. Are forma unui talveg depresionar de proporii mai mari, care

unete dou depresiuni barice, avnd n lungimea axei centrale presiuni mici, iar pe pereiilaterali presiuni din ce n ce mai mari. Este similar cu o vale mult lrgit (culoar montan,

deluros) care unete dou depresiuni geomorfologice; n interiorul lui se remarc cureni de aer

ascendeni.

- aua barometric. Este o form de relief baric delimitat n diagonalde doi cicloni i

doi anticicloni, sauntre dou dorsale i dou talveguri dispusen cruce, sau tabl de ah. Pe axa

anticiclonilor i a dorsalelor, izobarele sunt dispuse ca n anticiclon, iar pe axa ciclonilor i atalvegurilor, ca n ciclon. Aceasta nseamn c din centru eii, presiunea scade spre cele dou

minime i crete spre cele dou maxime.

Fig. 1 Formele de relief baric schematizate:a, ciclon: circulaia aerului i liniile de curent n straturile inferioare ale ciclonului n atmosfera nordic;b, anticiclon: circulaia i liniile de curent n straturile inferioare ale anticiclonului n emisfera nordic;

c, talveg depresionar: sistemul liniilor de curent din talvegul depresionar;d, dorsala anticiclonic: sistemul liniilor de curent din dorsala anticiclonic;

e, aua barometric: sistemul liniilor de curent i cmpul de deformare n aua barometric (dup Gh. Pop, 1988).


5/18

5

Culoar depresionar de latitudini extratropicale, de tip sinoptic euro atlantic, n cadrul cruia se succed dou

depresiuni Islandeze pe traiectorii asemntoare, dar cu viteze diferite.

Bru anticiclonic de tip euroatlantic, ca form derivat a reliefului pozitiv troposferic.

aua barometric de tip euroatlantic (ntre un anticiclon polar i unul de tip cald azoric, la sud i dou depresiunisurori de tip islandez n succesiune, una la vest i alta la est)

Fig. 2 Forme de relief baric redate pe hrile cmpului presiunii atmosferice la nivelul solului.(dup Ecaterina Ion Bordei).

n afara formelor de relief baric prezentate se mai cunosc i altele ca:

- galeria depresionarcare reprezinto formderivat a depresiunilor barometrice, cu

aspect neregulat, de joas presiune atmosferic, care erpuiete i este mrginit de valoriridicate ale presiunii;

- mlatina barometric, sau marea barometric; sau cmpul de presiune uniform

reprezint o form de relief baric n cadrul creia presiunea atmosfericeste aproape normal,repartizatuniform, situaie foarte rarntlnit.

Aa dup cum s-a precizat anterior, presiunea atmosferic variaz pe orizontal i n

funcie de latitudinen raport cu modul de distribuie a radiaiei solare i respectiv a temperaturii

aerului (fig. 3).Din figura respectiv se observ c, de la Ecuator spre cei doi poli, globul pmntesc este

nconjurat de fii circumterestre n care presiunea scade sau crete alternativ, Astfel, ntre 10Ni S de Ecuator, respectiv n zona Ecuatorial, se observun bru dejoaspresiune atmosferic;la nord i sud de acesta ntre 30 i 35,n zonele subtropicale apare un bru de maximpresiune


6/18

6

atmosferic, iar la nord i sud de acesta, pn la latitudini de 60- 70 se remarc un bru de

minimpresiune atmosferic, caracteristic depresiunilor subpolare; n regiunea polilor, deasupra

Oceanului Arctic i a platoului de gheaantarctic se remarcdin nou doumaxime barometricepolare.

Fig. 3 Schema idealizat a distribuiei presiunii atmosferice pe glob, n funcie de latitudine

Direcia de deplasare a aerului pe orizontal este orientat dinspre maximele barometricespre minimele barometrice, genernd vnturi, a cror direcie este influenat evident de

micarea de rotaie a Pmntului (fora Coriolis, fora de frecare i fora centrifug, inclusiv de

configuraia reliefului terestru), aspecte ce vor fi analizate n capitolul referitor la vnturi.

6.1.4. Variaiile periodice ale presiunii atmosferice

Presiunea atmosferic, ca i temperatura aerului cu care se coreleaz, nregistreaz attvariaii periodice, ct i neperiodice.

Variaiile periodice zilniceTotalitatea variaiilor presiunii atmosferice n cursul a 24 de ore alctuiete regimul

zilnic al presiunii atmosferice. Pe glob, n toate zonele climatice, presiunea atmosfericnregistreaz dou maxime i dou minime zilnice, dar valoarea acestora i amplitudineazilnic difer de la o zon la alta, reducndu-se de la Ecuator spre poli.

Maximul principal se produce dimineaa, n jurul orei 10, iar minimul principal dupamiaz, n jurul orelor 16.

De asemenea maximul secundar se produce n primele ore ale nopii, n jur de 22, iarminimul secundar, spre diminea, n jurul orei 4.

Amplitudinea zilnic reprezint diferena dintre valorile extreme ale presiunii i esteidentic cu amplitudinea diurn, deoarece n timpul zilei se produce i cea mai ridicat maxim,

dar i cea mai cobort minim. n general n decursul a 24 de ore, amplitudinile zilnice ale

presiunii aerului sunt mici, 0,40- 1,45 mb.

Variaiile periodice anualeTotalitatea variaiilor presiunii aerului din cursul unui an formeaz regimul anual al acesteia.


7/18

7

Acesta depinde de:

- latitudine

- repartiia maselor de aer- altitudine

- temperatura aerului.

Astfel presiunea atmosferic crete de la Ecuator spre poli concomitent cu scdereatemperaturii aerului.

Cele mai mici amplitudini anuale sunt n zona Ecuatorial unde temperaturile sunt celemai mari de pe glob i se menin ridicate n tot anul.

Cele mai mari amplitudini anuale se produc n zonele temperate i subpolare, din cauzadiferenelor termice dintre anotimpuri.

Complexitatea cauzelor care genereaz variaiile anuale ale presiunii aerului pe Glob,conduc la stabilirea a patru tipuri fundamentale.

Tipul continental. Prezint o maxim iarna i o minim vara.Iarna maxima este cauzat de procesele radiative intense ale suprafeei uscatului, n

special din zonele temperate (Europa de Est, Siberia, uscatul canadian), unde are loc instalarea

anticiclonilor termici de iarn: Anticiclonul Est European, Anticiclonul Siberian iAnticiclonul Canadian.Vara, situaia este contrar. Din cauza nclzirii uscatului presiunea scade (aerul se

rarefiaz) i pe terenurile respective se instaleaz arii ciclonice sau depresiuni barice. n cazul

acestui tip, amplitudinea presiunii atmosferice este mai redus n zonele costiere (de litoral) undeapa modeleaz contrastele termice i crete cu distana spre interiorul continentelor, ca urmare a

creterii contrastelor termice.

Tipul oceanic i de litoral. Reprezint situaia invers a celui continetal. n funcie delatitudine prezint dou variante:

- n regiunile polare un maxim la inceputul verii (n luna mai) i un minim iarna n ianuarie;

amplitudine ridicat (19-20 mb)- in regiunile temperate pe ocean doua maxime (unul vara i unul iarna) i dou minime(toamna i primvara). Amplitudinea anual a presiunii este, ns, mai redus (5-6 mb).

Tipul polar se caracterizeaz printr-o maxim i o minim. Maxima se produceprimvara (aprilie - mai), temperaturi sczute pe gheuri, iar minima iarna, (n ianuarie -februarie) generat de activitatea ciclonilor subpolari care reduc presiunea atmosferic. n aceste

regiuni, amplitudinea anual a presiunii atmosferice este relativ mare (5-12 mb).

Tipul montan se caracterizeaz printr-o maxim de vari o minim de iarn. n muni,la aceeai altitudine, n atmosfera liber, presiunea atmosferic are valori mai ridicate vara dectiarna.

6.2. CURENII ATMOSFERICI

6.2.1 DefiniieContrastele termice dintre diferitele tipuri de suprafee active care genereaz contraste

barice, fac ca aerul s fie ntr-o continu micare att pe orizontal ct i pe vertical.Deplasarea pe orizontal a aerului, la nivelul suprafeei terestre ca urmare a contrastelor

termo-barice determin vntul, cunoscut i sub numele de advecie.


8/18

8

Vntul reprezint componenta cea mai important n sistemul curenilor atmosferici n

care se includ totalitatea micrilor efectuate de aerul atmosferic, att pe orizontal, (la sol sau n

altitudine), ct i pe vertical (ascendeni sau descendeni), sau chiar locali (brize de diferitetipuri). Sub influena gradientului baric orizontal, masele de aer sunt intr-o continu micare

tinznd spre o stare de echilibru, care, n realitate nu se atinge niciodat, deoarece permanent se

nasc noi diferene termo barice. Aadar, vntul devine un factor compensator care menine ostare medie a acestor diferene.

Dinamica maselor de aer n cadrul sistemelor de cureni atmosferici are o deosebit

importan pentru evoluia vremii i respectiv pentru prognoza meteorologic.Asupra vntului acioneaz mai multe fore care i determin direcia, sau i influeneaz

viteza mrind-o ori diminund-o. Acestea sunt:

- gradientul baric orizontal- forele Coriolis

- fora de frecare

- fora centrifug

6.2.2. Gradientul baric orizontal i deplasarea aeruluiGradientul baric orizontal (G) se nate n condiiile n care n plan orizontal apar diferenetermice care genereaz diferene de presiune. Aadar, gradientul baric orizontal G reprezint

variaia numeric a presiunii atmosferice (P) pe unitatea de distan, n direcie orizontal, spre

regiune unde presiunea este mai mic.1000

1005

D

Vw = 3 5,010

5==

b

Valoarea gradientului baric indic viteza vntului, pentru c la izobarele dese diferena de

presiune pe aceeai unitate de suprafa este foarte mare.

Din figur rezult ca gradientul baric orizontal (G) reprezint diferena de presiunerealizat pe orizontal ntre dou puncte extreme pe o distan de 1 km.

Gradientul baric orizontal (G) poate fi calculat pentru orice suprafa izobaric dup formula:

G = - P /n, n care:P = diferena de presiune dintre dou suprafee izobaricen = diferena dintre izobare n km

Semnul minus (-) , indic sensul de deplasare spre regiunea cu presiune mic

Revenind la formula prezentat rezult c gradientul baric orizontal (G) este directproporional cu diferena de presiune i invers proporional cu distana dintre izobare. Deci, cu

ct P este mai mare, iar n este mai mic, cu att G va fi mai mare.

Din momentul apariiei gradientului baric orizontal (G) aerul ncepe advecia sa (deplasarea lui

pe orizontal).

6.2.3. Forele CoriolisReprezint forele care abat obiectele (inclusiv aerul) de la traseul lor normal datorit

micrii de rotaie a Pmntului n jurul axei sale. Acestea acioneaz numai asupra aerului n


9/18

9

micare, nu i n condiii statice, de calm atmosferic. Ele au fost identificate de fizicianul,

matematicianul i inginerul francez Gaspard Gustave de Coriolis (1792 - 1843)

n emisfera nordic forele Coriolis determin o abatere spre dreapta, iar n cea sudic sprestnga.

Fig. 4 Forele Coriolis

n cazul maselor de aer puse n micare de gradientul baric orizontal aceste vor determina

numai abaterea (devierea) vntului, respectiv direcia de deplasare de la traseul su normal, nu iviteza lui.

Abaterea determinat de forele Coriolis depinde de (Pop, 1988):

- latitudinea geografic ()- viteza de micare a aerului (V)

- viteza unghiular de rotaie a Pmntului ()( reprezint rotirea planului meridian in timp de 1 secund n jurul axei de rotaie; seexprim n radiani i are o valoare constant la toate latitudinile, fiind egal cu 0,000073 rad/s).

Aceasta nseamn c n timp ce la Ecuator vntul nu se abate de la direcia gradientului

sau se abate foarte puin, la poli, vntul sufer cea mai mare abatere.

Abaterile cauzate de forele Coriolis sunt n general mici.Avnd n vedere ns durata deaciune a forei de abatere, aceste valori mici se nsumeaz i abaterea de la gradientul baric

orizontal devine apreciabil.Vntul aflat n echilibru cu fora gradientului baric i forele Coriolis, iar izobarele sunt

paralele i bate de-a lungul acestora se numete vnt geostrofic.

6.2.4 Fora de frecaren timpul deplasrii pe orizontal vntul suport o rezisten opus de toate

neregularitile suprafeei terestre care determin frnarea vitezei. Aceast frnare rezult dinprocesul de frecare a masei de aer cu suprafaa terestr

Aadar, fora de frecare reprezint fora pe care o opune suprafaa terestr (denumit

suprafa activ) asupra unei mase de aer n deplasare care are drept consecin frnarea vitezeiacesteia.


10/18

10

Forta de frecare ce se manifesta pe timpul deplasarii pe orizontala a maselor de aer

depinde de natura si de forma suprafetei terestre. Ea este reprezentat de 2 componenet:

- frecarea extern frnarea exercitat asupra masei de aer n advecie de ctre suprafaaactiv

- frecarea intern sau vscozitatea reprezint fora extern ce se transmite masei de aer n

interiorul ei prin turbulen sau prin cureni de aer ascendeni sau descendeni.

6.2.5.Forta centrifugaAceasta forta apare ca urmare a miscarii maselor de aer la suprafata Pamantului de-a

lungul unor traiectorii curbilinii.

Deoarece miscarea aerului in atmosfera reala este deosebit de complexa s-au stabilit

modele simplificate ale acesteia.

a) Modelul geostrofic

Acesta este un model simplu in care se considera ca miscarea aerului se face in atmosfera

libera, fara frecare exterioara, in linie dreapta si cu viteza constanta. Vantul geostrofic depinde inmod direct de densitatea aerului, pentru aceeasi latitudine si acelasi gradient baric. In atmosfera

libera, neglijand fortele de frecare, vantul geostrofic este deosebit de apropiat de vantul realRegula Buys-Ballot: In emisfera nordica vantul geostrofic este paralel cu izobarele,avand la dreapta presiunea mai ridicata si invers in emisfera sudica

b) Modelul miscarii aerului in atmosfera libera

In cadrul acestui model se considera miscarea aerului fara frecare de-a lungul unortraiectorii curbilinii sub actiunea fortei de gradient, fortei Coriolis si a fortei centrifuge C.

Se defineste astfel vantul de gradient analizat pentru depresiunea barica (D) si maximul

barometric (M). Intr-un ciclon (D) vantul de gradient sufla in sens invers acelor de ceasornic de-a lungul izobarelor circulare si are viteza mai mica decat viteza vantului geostrofic.

Regula Buys-Ballot. Intr-o depresiune barica sau talveg, pentru aceeasi latitudine si

acelasi gradient baric, viteza vantului de gradient este mai mica decat viteza vantului geostrofic,sau intensitatea vantului de gradient creste proportional curaza de curbura si atinge vitezavantului geostrofic atunci cand raza de curbura devine infinita (izobare rectilinii).

Intr-un anticiclon sau dorsala anticiclonica viteza vantului de gradient este mai mare

decat a vantului geostrofic, sau viteza vantului de gradient descreste proportional curaza decurbura si atinge viteza vantului geostrofic cand raza de curbura devine infinita.

6.2.6. Circulaia general a aerului n cmpul baricCmpul baric este reprezentat de totalitatea formelor reliefului baric.n raport cu tipurile

de relief circulaia aerului se face n mod diferit. Astfel se remarc centre i linii de convergen,

centre i linii de divergen a curenilor de aer, precum i forme mixte cum este cazul eiibarometrice, ori puncte neutrale.

Convergena i divergena sunt foarte clar exprimate n aa zisele puncte i linii speciale

ale cmpului cinematic. Dintre acestea pe prim plan sunt ciclonii i anticiclonii.

Astfel, la suprafaa terestr, n aceste formaiuni barice i n emisfera nordic, vnturile

bat n sens invers acelor de ceasornic n ciclon i n sensul acelor de ceasornic n anticiclon; nemisfera sudic, situaia este inversat.


11/18

11

n plan orizontal vntul bate de la periferie spre centru ntr-un ciclon i de la centru spre

periferie ntr-un anticiclon. Rezult astfel c punctul central al ciclonului reprezint un punct sau

un centru de convergen, iar al anticiclonului, un punct sau un centru de divergen.Sabina tefan (2004) arat c frecarea, indiferent de emisfer, indiferent de emisfer, determin

convergena aerului n jurul unui ciclon, intensificnd ascensiunea acestuia i divergena ntr-un

anticiclon, favoriznd descendena lui.Sintetiznd modul de orientare a curenilor de aer caracteristici diferitelor formaiuni

barice se remarc urmtoarele:

- ntr-un anticiclon, micarea aerului este divergent la sol, elicoidali descendentn plan vertical i convergent n partea superioar unde ia natere un ciclon

- ntr-un ciclon micarea aerului este n sens invers: convergent la sol, elicoidali

ascendent n plan vertical i divergent la partea superioar unde ia natere un

anticiclon (Ecaterina Ion-Bordei, Gabriela Taulescu, 2008)

- ntr-un talveg depresionar, vnturile sunt orientate spre axa talvegului, deci o altform de convergen, o convergen linear

- ntr-o dorsal anticiclonic, vnturile sunt orientate dinspre axa de simetrie a

dorsalei ctre exterior, deci sub form de divergen linear.

Fig. 5 Sistemul curenilor de aer n plan vertical i orizontal specific n anticiclon (stnga) i ciclon (dreapta)

n raport cu modul n care se dirijeaz sistemul curenilor de aer din cmpul baric,sau cmpul curenilor de aer, vremea se va modifica nencetat.Astfel n condiii de timp anticiclonic, predomin cureni de aer descendeni care

destram sistemele noroase, i n consecin, cerul este senin, nebulozitatea este redus, fr

precipitaii cu vreme frumoas.

n condiii de timp ciclonic, cu presiune sczut, sistemul curenilor de aer este orientatascendent, ceea ce provoac destinderea adiabatic a aerului, care se rcete, atinge temperatura

punctului de rou i, n consecin surplusul de vapori din aerul nlat i suprasaturat

condenseaz; se formeaz o nebulozitate accentuat din care cad precipitaii de diferite tipuri.

6.2.7. Direcia i viteza vntuluiVntul se caracterizeaz prin doi parametri de baz: direcie i vitez. Ambii parametri

cunosc o mare variabilitate n timp i spaiu.Direcia vntului reprezint sensul de deplasare a aerului n conformitate cu punctele

cardinale. Aceasta se reprezint grafic printr-un vector proporional cu viteza, avnd la un capt

o sgeat care indic sensul de deplasare:n practic se folosete roza vnturilor cu cele 16 sectoare cardinale i intercardinale

marcate cu anumite indicative: direcia unghiular, punctele cardinale i codurile punctelor

cardinale.


12/18

12

Fig. 6 Roza vnturilor

Direcia vntului se determin cu girueta, care poate fi de mai multe feluri. n sistemulclasic s-au folosit i nc se mai folosesc la unele staii meteorologice: girueta cu plac grea igirueta cu plac uoar. n cercetrile expediionare, micro- i topoclimatice se folosete girueta

de mn, dar i diferite obiecte din natur: direcia panelului (a fumului industrial), direcia de

aplecare a unor culturi sau a arborilor, care reflect sensul din care bate vntul.

Din anul 2000 s-au introdus staiile meteorologice automate, n cadrul croradeterminarea direciei vntului se face cu ajutorul senzorilor de direcie.

Viteza vntului reprezint iueala sau tria cu care vntul se deplaseaz peste suprafaaterestr. Aceasta se exprim n m/s, km/h i noduri (Nd) sau mile marine/h

Aa, de exemplu:1 m/s = 3,6 km/h (60x60`= 3600 )

1 km/h = 0,278 m/s (1 km: 3600`= 0,278 m/s)

Viteza vntului scade la suprafaa terestr din cauza forei mari de frecare, dar crete naltitudine din cauza reducerii acestei fore concomitent cu reducerea obstacolelor, astfel:

- la 30 m altitudine viteza este de dou ori mai mare dect la 1 m

- la 300 m altitudine, aceasta este de 4 ori mai mare dect la 21 m- la 1000 m altitudine, nivelul stratului limit de frecare, viteza vntului este cea a

vntului geostrofic (adic de 2 ori mai mare dect vitezele msurate la sol)

- la 10 000 m altitudine, vnturile de vest i curenii jet depesc 400 km/h n poriunea

lor central.Viteza vntului se modifici n funcie de formele de relief.

Vitezele mari ale vntului se produc i n cazul unor fenomene meteorologice extreme,

tornade, viscole.

Viteza vntului se determin, n sistem clasic, cu girueta cu plac uoar, girueta cu placgrea, anemograful, anemocitograful, iar pentru cercetri climatice, cu ajutorul anemomentrului

cu cupe sau palete.

Intensitatea vntului reprezint presiunea pe care o exercit aerul asupra obiectelor

ntlnite n cale.

P = a * v2, n care,P = presiune vntului exprimat n kg/m2

v = viteza vntului n m/sa = o constant pentru densitatea aerului, egal cu 0,065.


13/18


14/18

14

Structura laminar constitue cea mai uniform deplasare a aerului. Vntul laminar nu i

modific direcia i intensitatea.

Structura turbulent reprezint un tip complex de structur, caracterizat prin schimbrifrecvente de vitez i direcie, determinate de neomogenitile suprafeei active i deci, de

creterea forei exterioare de frecare. Acest fenomen provoac o turbulen dinamic ce devine

maxim prin suprapunerea ei cu turbulena termic.Uneori, fa de viteza medie vntul poate prezenta creteri brute de vitez sau salturi ce

poart denumirea de rafale. Pentru ca vntul s fie considerat n rafale este necesar ca durata unei

rafale s nu depeasc dou minute. Peste 12m/s, vntul devine suprtor pentru navigaiaaerian, mai ales atunci cnd are caracter de vijelie.

Fig. 7 Vnt laminar

Fig. 8 Vnt turbulent

6.2.9. Clasificarea vnturilor pe glob

Vnturile se pot clasifica dup criterii (A. Strahler, 1971, L. Negu, 1981, Gh. Mhra,1979, Geografia Romniei, I, 1973, Octavia Bogdan, 2009).

Dup durat se deosebesc:- vnturi permanente, care bat tot timpul anului, ca de exemplu vnturile de vest

- vnturi periodice, care bat ntr-un anumit sezon / perioad, cum sunt: musonii, brizele,vnturile de munte

- vnturile neperiodice (neregulate) care survin accidental ntr-o anumit regiune. Aa

sunt foehnul, Bora, Mistralul, Sirocco, Simunul, Suhoveiul, Chinook-ul.Dup frecven sunt:- vnturi dominante, cu frecvena cea mai mare, cum sunt vntul de vest, vntul de est

- vnturi temporare, de exemplu Foehnul

- vnturi temporare de foarte scurt durat, cum sunt grenurile (vijeliile).

Dup genez se pot distinge:- vnturi generate de circulaia atmosferic, precum sunt vnturile de vest, vnturile de

est


15/18


16/18

16

sezoniere de presiune. Vara, masa continentala mai calda si cu presiune coborata atrage aerul

oceanic mai dens, cu presiune ridicata, a carui deplasare formeaza musonul de vara , bogat in

precipitatii. Iarna situatia este inversa.

Vnturi localeSub influena circulaiei generale a atmosferei, a condiiilor fizico-geografice n special, a

barierelor orografice i a contrastelor termobarice se produc diferite tipuri de vnturi locale. Dei

au caracter local ele se ncadreaz totui n sistemul vnturilor pe glob.

Vnturile locale pot avea diferite cauze. Romnia prin poziia ei geografic, situat la o

rscruce de vnturi i prin arhitectura reliefului care cade n trepte concentrice dinspre

regiunile muntoase cele mai nalte cu rol de baraj orograficDup genez vnturile locale se pot clasifica

Vnturi locale generate de contrastul termo-baric:- brizele marine- brizele lacustre

- briza de pdure- brize urbane- vnturile de munte-vale

Vnturile locale desprinse din circulaia general a atmosferei i influenate deun baraj orografic

- foehnul

- Vntul Mare

-Pietrosul- Coava

- Bora

- Mistralul Vnturile locale desprinse din circulaia general a atmosferei fr a fi influenate

de un baraj orografic:

- Crivul

- Nemira- Austrul

- Suhoveiul

Fig. 10 Clasificarea vnturilor locale


17/18

17

b r i z a de m

a re

a n ti b r i z a

b r i z a de u

s ca t

a nt i b r i z a

v an t

a n a ba

ti

c

v an

tc

atab

at

ic

Brizele marine sunt micri ale aerului pe orizontaldeterminate de nclzirea diferit

a uscatului fa de mare. Aceste micri sunt ziua de la mare spre uscat (briza de mare) iar

noaptea de la uscat spre mare (briza de uscat). Acest lucru se datoreaz faptului c uscatul senclzete mai repede ziua i se rcete mai repede noaptea.

Brizele de mare se simt pe continent pn la cca. 10-15 km distan de api au o vitez

de aproximativ 5 km/h.

Fig. 11 Briza de mare

Briza de munte (vntul catabatic) ia natere n zonele muntoase i este determinatde

rcirea mai rapida crestelor noaptea; aerul rece coboar pe pant la vale, iar ziua n condiii

de insolatie, crestele se nclzesc, aerul devenind mai puin dens fiind nlocuit de aerul mai recede pe vale care urc spre creste. Astfel ia natere briza de vale.

Fig 12 Briza de munte

c. efectul de fohn se produce atunci cnd, din diferite cauze, pe doi versani ai unui munte

avem diferen de presiune (pe unul maxim i pe altul minim), aerul mai dens urc pe munte icoboar pe partea cealalt a acestuia.

Aerul antrenat pe panta ascendent se rcete dup adiabata uscat (se rcete cu

1oC/100m), pn la saturaie, cnd, prin condensare, eliberndu-se cldura latent, se va rci

dup adiabata umed (0,5oC/100m).Pe creast norul se precipit sau i urmeaz calea pe orizontal, iar un fileu de aer uscat

coboar cu panta. La coborre, prin comprimare aerul se nclzete i fiind uscat, se va nclzi

dup adiabata uscat (1o

C/100m). Vntul caldi uscat care coboar pe panta unui muntereprezintefectul de fohn.

Fig. 13 Efectul de fohn


18/18

18

Astfel, n urma acestui efect, la piciorul pantei, n partea de sub vnt aerul este mai cald

dect cel de la piciorul pantei din vnt.

La noi n ar exist multe zone n care se resimte efectul de fohn cum ar fi: vntul maredin Fgra (mnctorul de zpad), n Podiul Mehedini, zona Caransebe, etc.

Undele orografice.n timp ce la efectul de fohn aerul urci apoi coboar pe cellalt versant, aici coborrea

este rareori laminar (urmrind profilul reliefului), frecvent ns devine turbionar. Din acest

motiv scurgerea este perturbat, perturbare ce se resimte pn la de 3-4 ori nlimea obstacolului

n funcie de urmtorii factori:- vntul sufl dinspre munte dintr-o direcie de pn la 30o fa de perpendiculara la

sistemul noros, direcie care se menine constant pn la creast;

- existena unui sistem noros cu nlimi apreciabile i pante accidentate;- intensitatea vntului la piciorul pantei este de peste 8m/s i se mrete spre creast;

- existena unei atmosfere cu stratificare termic stabil (existena unei zone de izotermie

sau inversiune);- perturbarea atmosferei (deformarea curentului aerian) nu se limiteaz la straturile de aer

nvecinate crestelor, ci se resimte pn la distane mari fa de crestele muntoase, n partea desub vnt.Sub aceste micri ondulatorii ale maselor de aer deformate, apar deseori zone

turbionare pe axa orizontal fa de creste, turbioane numite rotori.

Turbulena n cadrul acestor zone este deosebit de intens, curenii verticali, nvecinatatea rotorilor i mai ales n interiorul lor poate depi 8 m/s.

Undele orograficeFig. 14 Micri ondulatorii

La noi n ar din cauza influenelor climatice din Europa Central i Bazinul

Mediteranei, ntlnim o gam variat a vnturilor locale:

- Crivul este vntul cel mai specific n Moldova, Dobrogea, sudul i estul Munteniei isufl n special iarna;

- Austrul sufl dinspre sud n zona Olteniei, Banatului, Crianei, ajungnd n Moldova ca

un vnt cald, uscat, aducnd geruri mari;-Nemirul sufl n depresiunile din estul Tansilvaniei i a Braovului fiind considerat ca o

prelungire a crivului care se strecoar prin trectorile Carpailor Orientali.

Documents

Meteorologie-Climatologie Curs 6