Riscurile Meteorologice Si Climaterice
A N E X E
Fig. 1 – Proceduri de apropiere instrumentală dinspre nord cu NDB
Fig. 2 – Proceduri de apropiere instrumentală dinspre sud cu NDB
Fig. 3 – Proceduri de apropiere instrumentală dinspre nord cu ILS/DME
Fig. 4 – Proceduri de apropiere instrumentală dinspre sud cu ILS/DME
Fig. 5 – Proceduri standard de intrare la aterizare dinspre nord
Fig. 6 – Proceduri standard de intrare la aterizare dinspre sud
Fig. 7 – Proceduri standard de decolare spre nord
Fig. 8 – Proceduri standard de decolare spre sud
C U P R I N S
[NUME_REDACTAT] întâi
Scurtă caracterizare climatică a aerului în care localizat aerodromul –
Factori climatogeni
Factori climatogeni radiativi
Factori climatogeni fizico . geografici
Factori climatogeni dinamici
Tipuri de circulație atmosferică în sud-estul României și configurații sinoptice dominante
Advecția sudică de iarnă
Advecția nord-estică de iarnă
Advecția nord-vestică de iarnă
Advecția sudică de vară
Advecția nor-estică de vară
Frontogeneza de coastă și ciclogeneza pontică
Caracteristicile climatice
Temperatura aerului
Umezeala aerului
[NUME_REDACTAT] atmosferice
Stratul de zăpadă
Presiunea atmosferică
[NUME_REDACTAT] la sol
Vântul în altitudine
Principalele fenomene atmosferice
Concluzii climatice
Partea a doua
2. Fenomene meteorologice și climatice de risc pentru navigația aeriană în spațiul aerodromului –
[NUME_REDACTAT] precipitațiilor asupra activităților aeronautice
[NUME_REDACTAT] ceții asupra activităților aeronautice
[NUME_REDACTAT] viscolului asupra activităților aeronautice
[NUME_REDACTAT] orajelor asupra activităților aeronautice
[NUME_REDACTAT] givrajului asupra activităților aeronautice
[NUME_REDACTAT] turbulenței asupra activităților aeronautice
Studiu de caz: catastrofa de aviație de la Baza 57 Aeriană din data de 07.04.2003
Situația meteorologică în
Situația meteorologică în arealul aerodromului [NUME_REDACTAT]
Concluzii privind cauzele producerii catastrofei
Partea a treia
Influența diferitelor elemente meteorologice și caracteristicile climatice asupra navigației aeriene în spațiul aerodromului
Influența presiunii aerului asupra zborului
nfluența temperaturii aerului asupra zborului
Nebulozitatea și plafonul norilor
Vizibilitatea atmosferei
Vântul și influența asupra zborului
Favorabilitateea climatică pentru navigația aeriană în spațiul aerodromului
Partea a patra
Prognoza meteorologică pentru aerodromul Mihail kogălniceanu
Prognoza proceselor sinoptice
Prognoza elementelor meteorologice
Prognoza temperaturii
Prognoza nebulozității
Elemente sintetice pentru prognoza gradului de acoperire cu nori
Prognoza plafonului norilor
Prognoza limitei superioare a norilor
Prognoza vizibilității
Vizibilitatea la înălțime
Vizibilitatea în fronturile atmosferice
Prognoza vântului
Prognoza curenților – jet și a vântului maxim
Prognoza vântului cu ajutorul imaginilor satelitare
Determinarea vectorilor de vânt din date digitale METEOSAT, prin folosirea norilor trasori
Determinarea direcției și vitezei vântului la suprafață cu ajutorul norilor Cumulus posteriori fronturilor polare
Estimarea vitezei vântului la suprafață cu ajutorul “luciului solar ”
observat prin imaginile satelitare
Determinarea direcției vântului din analiza efectelor de “ insulă ”
Prognoza fenomenelor meteorologice de risc pentru navigația aeriană
Prognoza precipitațiilor
Prognoza burniței
Prognoza precipitațiilor continue
Prognoza precipitațiilor averse
Prognoza ceții
Cețurile de răcire
Prognoza trenelor de condensare
Prognoza viscolului
Prognoza orajelor
Prognoza grindinii
Prognoza vijelii
Prognoza furtunilor de praf și de nisip
Prognoza givrajului
Prognoza poleiului
Prognoza turbulenței
LUCRARE DE DIPLOMĂ
RISCURILE METEOROLOGICE ȘI CLIMATICE
PENTRU DE ZBOR KOGĂLNICEANU –
C U P R I N S
[NUME_REDACTAT] întâi
Scurtă caracterizare climatică a aerului în care localizat aerodromul –
Factori climatogeni
Factori climatogeni radiativi
Factori climatogeni fizico . geografici
Factori climatogeni dinamici
Tipuri de circulație atmosferică în sud-estul României și configurații sinoptice dominante
Advecția sudică de iarnă
Advecția nord-estică de iarnă
Advecția nord-vestică de iarnă
Advecția sudică de vară
Advecția nor-estică de vară
Frontogeneza de coastă și ciclogeneza pontică
Caracteristicile climatice
Temperatura aerului
Umezeala aerului
[NUME_REDACTAT] atmosferice
Stratul de zăpadă
Presiunea atmosferică
[NUME_REDACTAT] la sol
Vântul în altitudine
Principalele fenomene atmosferice
Concluzii climatice
Partea a doua
2. Fenomene meteorologice și climatice de risc pentru navigația aeriană în spațiul aerodromului –
[NUME_REDACTAT] precipitațiilor asupra activităților aeronautice
[NUME_REDACTAT] ceții asupra activităților aeronautice
[NUME_REDACTAT] viscolului asupra activităților aeronautice
[NUME_REDACTAT] orajelor asupra activităților aeronautice
[NUME_REDACTAT] givrajului asupra activităților aeronautice
[NUME_REDACTAT] turbulenței asupra activităților aeronautice
Studiu de caz: catastrofa de aviație de la Baza 57 Aeriană din data de 07.04.2003
Situația meteorologică în
Situația meteorologică în arealul aerodromului [NUME_REDACTAT]
Concluzii privind cauzele producerii catastrofei
Partea a treia
Influența diferitelor elemente meteorologice și caracteristicile climatice asupra navigației aeriene în spațiul aerodromului
Influența presiunii aerului asupra zborului
nfluența temperaturii aerului asupra zborului
Nebulozitatea și plafonul norilor
Vizibilitatea atmosferei
Vântul și influența asupra zborului
Favorabilitateea climatică pentru navigația aeriană în spațiul aerodromului
Partea a patra
Prognoza meteorologică pentru aerodromul Mihail kogălniceanu
Prognoza proceselor sinoptice
Prognoza elementelor meteorologice
Prognoza temperaturii
Prognoza nebulozității
Elemente sintetice pentru prognoza gradului de acoperire cu nori
Prognoza plafonului norilor
Prognoza limitei superioare a norilor
Prognoza vizibilității
Vizibilitatea la înălțime
Vizibilitatea în fronturile atmosferice
Prognoza vântului
Prognoza curenților – jet și a vântului maxim
Prognoza vântului cu ajutorul imaginilor satelitare
Determinarea vectorilor de vânt din date digitale METEOSAT, prin folosirea norilor trasori
Determinarea direcției și vitezei vântului la suprafață cu ajutorul norilor Cumulus posteriori fronturilor polare
Estimarea vitezei vântului la suprafață cu ajutorul “luciului solar ”
observat prin imaginile satelitare
Determinarea direcției vântului din analiza efectelor de “ insulă ”
Prognoza fenomenelor meteorologice de risc pentru navigația aeriană
Prognoza precipitațiilor
Prognoza burniței
Prognoza precipitațiilor continue
Prognoza precipitațiilor averse
Prognoza ceții
Cețurile de răcire
Prognoza trenelor de condensare
Prognoza viscolului
Prognoza orajelor
Prognoza grindinii
Prognoza vijelii
Prognoza furtunilor de praf și de nisip
Prognoza givrajului
Prognoza poleiului
Prognoza turbulenței
I N T R O D U C E R E
În ansamblul factorilor de mediu, clima are un rol deosebit de important, deoarece constituie principalul factor energetic modificator al scoarței terestre ( care influențează semnificativ dinamica reliefului și evoluția peisajelor geografice ), este un factor ecologic esențial ( influențează repartiția vegetației, faunei și chiar a așezărilor omenești ), reprezintă o sursă de energie indispensabilă vieții și, tot mai mult, o sursă de energie curată pentru diferitele activități antropice.
În toate modurile sale de manifestare, clima nu este numai declanșatoare de energii vitale, sub diferite forme, ci și un factor de risc, care incumbă și alte energii, uneori cu efect catastrofal, ce crează dezordine în sistemele geografice, ajungând la alterarea sau distrugerea lor, la producerea unor imense pagube materiale și victime omenești. În acest sens, în secolul nostru și mai cu seamă în a doua jumătate a secolului trecut, clima a fost percepută și considerată, tot mai mult, în dualitatea sa naturală: atât ca resursă, cât și ca risc pentru mediul geografic. Din această viziune a mediilor științifice și politice a rezultat dezvoltarea constantă a preocupărilor pentru cunoașterea condițiilor care favorizează declanșarea fenomenelor atmosferice de risc, a legităților care le guvernează evoluția și răspândirea, a consecințelor ce decurg din acțiunea lor, precum și pentru crearea de strategii și mijloace – globale, regionale sau locale – de reducere și combatere a efectelor acestora, efecte cu o pondere însemnată în pierderile de vieți omenești, în distrugerea mediului natural și antropic pe plan mondial, datorită riscurilor naturale.
Aceste preocupări se regăsesc și în țara noastră, fiind concretizate, mai ales după 1960, în cercetări și abordări științifice de mare valoare teoretică și practică, în studii și lucrări de amploare asupra climei României, precum și în dezvoltarea continuă a meteorologiei românești, sub toate aspectele : colaborarea internațională și alinierea la normele [NUME_REDACTAT] Mondiale, culminând cu realizarea [NUME_REDACTAT] [NUME_REDACTAT] în anul 2003.
Toate acestea au căpătat o relevanță și o consistență deosebită în perioada 1991-2000, când sub egida UNESCO s-a derulat programul IDNDR – “[NUME_REDACTAT] pentru [NUME_REDACTAT] [NUME_REDACTAT]”, iar pe plan național știința meteorologică a fost chemată să realizeze monitorizarea, diagnoza și prognoza fenomenelor atmosferice extreme, folosind metode științifice și mijloace tehnice de înaltă performanță, în scopul cunoașterii, mediatizării, reducerii și combaterii efectelor dezastruoase ale acestora asupra mediului natural și societății umane și, nu în ultimul rând, să contribuie la integrarea europeană și euro-atlantică a României.
În accepțiunile Dicționarului de termeni editat de ONU și Secretariatul IDNDR și ale celor regăsite în literatura de specialitate pe plan mondial, totalitatea fenomenelor naturale extreme se identifică în conceptul de fenomene geografice de risc, acestea fiind clasificate în riscuri geomorfice, hidrologice, climatice, biogeografice, pedogeografice, toate intrând în preocupările geografiei, alături de unele riscuri sociale, etnice, economice, geopolitice
Fenomenele atmosferice de risc se definesc ca situații ce pot provoca victime omenești și pagube materiale. Nivelul acestor pierderi și pagube, amploarea lor, sunt determinate pe de o parte de fenomenul în sine, iar pe parte de natura, poziția geografică și dezvoltarea tehnologică a societății afectate, uneori luând aspect de calamități și dezastre.
Riscul climatic presupune două laturi: pe de o parte fenomenul fizic ca atare, respectiv hazardul ( hazardul climatic fenomen climatic aleator de mare amploare, imprevizibil, nedeterminat în timp și spațiu, un salt calitativ în evoluția geosistemului, care descarcă energii imense și determină dezordine, dezechilibru pe scara evoluției firești a mediului ), iar pe de altă parte, potențialitatea hazardului de a produce dezastre, inclusiv consecințele lui ([NUME_REDACTAT], [NUME_REDACTAT], 1999).
Riscurile climatice se exprimă printr-un mare număr de fenomene atmosferice care pot avea, uneori, consecințe dezastruoase. După criteriul rapidității lor de apariție, considerat cel mai potrivit criteriu de abordare în contextul acestei lucrări, riscurile climatice se clasifică în: fenomene cu declanșare rapidă ( ciclonii tropicali, tornadele, trombele, orajele, aversele, grindina ), fenomene cu viteză de apariție intermediară ( bruma, chiciura, poleiul, înghețul, ceața, viscolul ) și fenomene cu apariție lentă ( secetele ). Acestor categorii li se adaugă fenomene de risc climatologic datorate combinării unor factori meteorologici și natură ( avalanșele, undele de mare ), precum și altele ( vânturile neperiodice, furtunile de praf și de nisip, amplitudinile termice , depunerile precipitațiilor solide, umezeala aerului ) ( [NUME_REDACTAT], [NUME_REDACTAT], 1995 ).
Aerodromurile: [NUME_REDACTAT], Boboc, Bacău, [NUME_REDACTAT], Gearmata, Craiova, Otopeni și Fetești sunt spații de referință pentru [NUME_REDACTAT] Române, atât prin interesul geostrategic deosebit, conferit de localizarea lor în zonele de operații a României, cât și prin tradiția lor de “ școală de luptă ” a piloților militari, consolidată permanent în ultimele decenii.
situat în , subunitate din sud-estul ( ), care o unitate structurală a , realizat din proterozoicul inferior până la începutul mezozoicului, ca unitate de platformă.
se desfășoară la sud de ( ) – falia Peceneaga-Camena – până la aliniamentul depresiunilor de contact ale faliei Topalu-Ovidiu. Fațada vestică marcată , iar cea estică de complexul lagunar Razim – Sinoie – Tașaul (fig. 1).
Fig. 1 – Harta topografică a arealului limitrof aerodromului
Scara 1 : 200.000
amplasat la 26 km nord-nord-vest de orașul și la 16 km est de țărmul .
Caracteristicile geofizice ale pistei de decolare-aterizare (fig. 2) sunt următoarele:
coordonate geografice: 442143.61N; 0282918.43E;
declinația magnetică: 413’E (1997);
rata anuală: 1,8’E;
orientare geografică: 005 / 185;
dimensiuni: 3.500 x 45 m;
elevație: 005 = 315 FT (96 m); 185 = 353 FT (107,5 m);
panta medie axială: 0,3%.
pe aerodromul a început în anul 1955, când a fost mutat aici Regimentul 117 [NUME_REDACTAT] de la Pipera.
Regimentul 117 [NUME_REDACTAT] își are originile în Regimentul 14 Vânătoare, înființat pe aerodromul Pipera la 28 martie 1951 și care avea în dotare trei avioane Po-2 și cinci avioane Iak-11. La 30 aprilie 1951 denumirea unității s-a schimbat și a primit în dotare avioane Iak-23.
Odată cu mutarea pe aerodromul [NUME_REDACTAT], Regimentul 117 [NUME_REDACTAT] a fost dotat cu avioane MiG-15, urmând ca în anul 1960 să primească primele aparate MiG-17, iar în toamna anului 1962 primele MiG-21. Începând cu 1972, numai acestea din urmă au rămas în dotarea unității. În anul 1979 au intrat în dotare avioanele MiG-23, iar în 1989, MiG-29.
La 1 mai 1985 denumirea unității s-a schimbat, devenind Regimentul 57 [NUME_REDACTAT], iar la 15 mai 1995, Grupul 57 [NUME_REDACTAT], care a rezultat din reorganizarea regimentului.
Începând cu 15 decembrie 2001 unitatea de aviație de vânătoare de la [NUME_REDACTAT] a fost integrată în Baza 57 Aeriană, care avea în dotare și elicoptere IAR-330H/Puma. Din anul 2003 numai elicopterele mai sunt exploatate pe aerodrom.
În perioada actuală, interesul geostrategic al aerodromului este sporit de evoluția conceptelor și tendințelor doctrinare ale NATO privind întărirea flancului sud-estic al alianței, acesta fiind justificat pe deplin prin utilitățile existente, care conferă capacitatea de a pregăti și a îndeplini o gamă variată de misiuni de luptă ale [NUME_REDACTAT].
În domeniul meteorologiei aeronautice, aerodromul [NUME_REDACTAT] ridică probleme deosebite de asigurare, atât pentru aviația civilă, cât și pentru aviația militară, din cauza modului de manifestare a interacțiunii complexe a factorilor climatogeni, cu influențe directe asupra elementelor meteorologice și evoluției fenomenelor atmosferice, ceea ce crează un climat aparte, cu o dinamică specifică, uneori puțin previzibilă.
Fig. 2 – Date fizice ale pistei de decolare-aterizare și facilități aferente la sol
Această lucrare de licență își propune să stabilească influența factorilor atmosferici – riscurile meteorologice și climatice pentru navigația aeriană în spațiul de zbor al aerodromului – , un spațiu ce ridică probleme de specialitate interesante și care nu a fost acoperit de o cercetare meteorologică aeronautică sistematică până în prezent. Concluziile prezentate se bazează, în primul rănd, pe analiza corelată a datelor de observație meteorologică de la aerodrom, ale [NUME_REDACTAT] al [NUME_REDACTAT] și ale Serviciului de [NUME_REDACTAT] al [NUME_REDACTAT] a Serviciilor de [NUME_REDACTAT], din perioada 1970-2007. În al doilea rând, lucrarea se bazează pe realizările științifice ale autorilor consacrați în domeniul climatologiei, meteorologiei, meteorologiei aeronautice și securității zborului, militari și civili din România și din străinătate, preluând conceptele, ideile și concluziile fundamentale privind influența diferitelor elemente meteorologice și caracteristici climatice asupra navigației aeriane.
În această lucare de licență, se stabilește, favorabilitatea climatică pentru navigația aeriană în spatiul aerodromului [NUME_REDACTAT], pentru toate categoriile de aeronave din dotarea [NUME_REDACTAT], folosind ca bază de calcul comparativ criteriul fundamental al însumării condițiilor atmosferice nefavorabile zborului, în raport cu baremele meteorologice stabilite pentru diferitele categorii de aeronave și în opoziție cu totalitatea condițiilor de securitate atmosferică permisive zborului. Valoarea lunară a favorabilității climatice pentru navigația aeriană în spațiul aerodromului [NUME_REDACTAT], care se regăsește în finalul părții a treia a lucrării, are o importanță practică deosebită în domeniul planificării de perspectivă a operațiilor, exercițiilor și antrenamentelor [NUME_REDACTAT] dislocate pe aerodrom, precum și în domeniul pregătirii nemijlocite și executării acestora, ca și a altor genuri de misiuni și activități aeronautice.
Meteorologia aeronautică o ramură specializată a meteorologiei, care s-a dezvoltat și a progresat – în noastră, ca și în majoritatea statelor lumii – concomitent cu activitățile aeriene pe care le-a deservit. Odată cu modernizarea aviației au crescut continuu și s-au diversificat cerințele de asigurare cu date și informații meteorologice, atât la aerodromurile de plecare și de destinație, cât și pe rutele de zbor. Factorul determinant al acestei evoluții îl constituie dinamica accentuată a mediului aerian, comparativ cu celelalte medii planetare.
Meteorologia aeronautică operează cu metodele și principiile meteorologiei sinoptice dar, prin specializare, personal și tehnica folosită, se distinge de activitatea meteorologică generală. Astfel, pentru activitatea meteorologică destinată aviației civile s-a generalizat conceptul de asistență meteorologică, ce are drept scop securitatea, regularitatea și economicitatea navigației aeriene. Activitatea meteorologică destinată – și cerințelor militare, în general – denumită asigurare meteorologică ( sprijin meteorologic în statele membre NATO ) și face parte din categoria asigurărilor speciale a acțiunilor de luptă, fiind desfășurată de către servicii specializate.
În toate cazurile și pentru toate categoriile de aviație, meteorologia aeronautică este destinată să participe, cu o pondere majoră, la asigurarea securității navigației aeriene. Pentru realizarea acestui scop, în funcție de categoriile de prognoză ( operative, pentru traiecte de zbor, pentru zone de aeroport / aerodrom, zone de operații sau regiuni geografice ), de timpul de valabilitate, de caracterul și profilul zborului și al aeronavelor cu care se execută, meteorologia aeronautică impune o terminologie foarte strictă și concisă, care se referă la nebulozitatea norilor și a straturilor de nori, felul acestora, plafoanele și limitele lor superioare, vizibilități, temperaturi, presiuni, vânt și precipitații, iar în mod deosebit, la fenomenele periculoase zborului ( fenomene atmosferice de risc ).
Pentru meteorologia aeronautică, pe lângă riscurile climatice prezentate în clasificarea anterioară și care sunt valabile pentru o gamă foarte largă de activități social-economice în general, marea majoritate a fenomenelor și elementelor meteorologice – mai bine spus, anumite valori ale acestora – pot constitui riscuri pentru navigația aeriană.
În acest context, studierea climatului raioanelor de zbor și de aerodrom, cunoașterea particularităților fizico-geografice cu valențe favorizante în producerea riscurilor atmosferice, a factorilor climatogeni responsabili de geneza, repartiția și evoluția fenomenelor periculoase zborului, sunt de natură să asigure calitatea optimă analizei și prognozei în meteorologia aeronautică și, în final, securitatea zborului. Desigur că misiunile [NUME_REDACTAT] impun, nu de puține ori, executarea zborului în condiții de risc atmosferic, situații în care asigurarea meteorologică are rolul deosebit de a informa cât mai complet despre acestea și consecințele probabile, precum și despre posibilitățile diminuării riscurilor prevăzute.
Progresul tehnic necontenit al aviației, reflectat în creșterea considerabilă a înălțimilor și vitezelor de zbor, a duratei de zbor fără escală, a distanțelor parcurse, precum și a numărului de pasageri care pot fi transportați, ca și mijloacele ultraperfecționate de la sol destinate asistenței tehnice terestre a navigației aeriene, instalațiile și aparatura modernă de la bordul aeronavelor, nu au reușit decât într-o mică măsură să limiteze influența condițiilor meteorologice asupra activității de zbor.
Atmosfera reală, prin fenomenele meteorologice pe care le generează, influențează decisiv activitatea de zbor, iar atmosfera standard, pe baza uniformității sale convenționale, îi crează condiții de executare în deplină siguranță. Proprietățile atmosferei sunt utilizate pentru măsurarea și respectarea vitezei și înălțimii de zbor; de caracteristicile ei depind condițiile de lucru ale piloților și echipajelor, puterea motoarelor, rezistența la înaintare, portanța aripilor, performanțele aeronavelor.
Mediul aerian în care se desfășoară orice activitate de zbor spațiul aerian, considerat în mod generic ca fiind volumul de aer situat deasupra suprafeței terestre. Spațiul aerian se delimitează de spațiul cosmic prin limitarea la acel volum de aer în care posibilă deplasarea vehiculelor a căror sustentație și propulsie se realizează cu ajutorul aerului. În plan orizontal, delimitarea spațiului aerian foarte strictă, fiind asigurată prin reglementări supuse normelor de drept internațional; cele mai frecvente și recunoscute delimitări sunt cele suprapuse frontierelor statelor.
Din perspectiva circulației aeriene, spațiul aerian se împarte în: spațiul aerian controlat – în interiorul căruia se asigură regulat dirijarea și controlul traficului aerian pentru avioanele care zboară după regulile de zbor instrumental (IFR); cuprinde căi aeriene (AWY), regiuni de control (ATC), zone de control de aeroport (), regiuni terminale de control (), regiuni de informare a zborului (FIR) și spațiul aerian necontrolat – în interiorul căruia se execută zborurile avioanelor militare, zboruri de încercare (tehnice), trageri de artilerie; cuprinde mai multe categorii de zone speciale ( interzise zborului, periculoase și restricționate ).
Aviația civilă își desfășoară activitatea de zbor exclusiv în spațiul aerian controlat, folosind în acest scop căile aeriene interne și internaționale (fig. 4).
Căile aeriene – porțiuni din spațiul aerian, de forme paralelipipedice, cu dimensiuni orizontale și verticale stabile și cuprinzând mai multe nivele de zbor. , nivelul cel mai de jos al căilor aeriene de 1200 m standard (FL 040), iar limita lor superioară de 19750 m (FL 650).
Având în vedere aceste considerente, se poate concluziona că fenomenele meteorologice periculoase – precipitațiile, ceața, orajele, turbulența, givrajul, viscolul, furtunile – afectează în mod deosebit zborurile executate în spațiul aerian necontrolat: zborurile avioanelor ușoare clasice, de școală și antrenament, zborurile elicopterelor și, îndeosebi, zborurile aviației militare la joasă înalțime, precum și fazele de decolare-aterizare ale tuturor categoriilor de aviație, la aeroporturile și aerodromurile aflate sub incidența fenomenului respectiv.
Referitor la noțiunea de ” spațiu aerian necontrolat “ și în legatură cu definirea spațiului aerian controlat, se impune precizarea că acest prim concept este relativ impropriu, pentru că și acest segment al spațiului aerian este riguros controlat de organe abilitate în acest sens, altele decât cele care asigură controlul, dirijarea și coordonarea traficului aerian civil. De asemenea, noțiunile de ” aeroport “ și de “ aerodrom “ se referă la aviația civilă și, respectiv, la aviația militară, fiind utilizate atunci când cerințele prezentării impun această delimitare, iar denumirea generică de ”aeronave “ se referă la toate categoriile de vehicule zburătoare supuse legislației aeriene.
Elementele care definesc starea reală și prevăzută a atmosferei – temperatura, presiunea și umezeala aerului, nebulozitatea ( gradul de acoperire cu nori a bolții cerești ), plafonul norilor (limita inferioară), grosimea și limita superioară a norilor sau a straturilor de nori, vizibilitatea, vântul la sol și în altitudine – prezintă evoluții caracteristice, care pot fi prognozate în cea mai mare masură, pe timpul desfășurării diferitelor fenomene meteorologice, mai mult sau mai puțin periculoase pentru securitatea navigației aeriene.
Spațiul aerian aferent aerodromului [NUME_REDACTAT], care face subiectul analizei climatologice a lucrării, se definește ca fiind spațiul aerian inferior destinat executării procedurilor standard de navigație aeriană, legate nemijlocit de fazele de decolare și de aterizare a aeronavelor. Limitele acestui spațiu ( 20 km pe direcția nord-sud și 10 km pe direcția est-vest ) încadrează pe teren o suprafață de 200 km2, având în centru mijlocul pistei de decolare-aterizare (fig. 3).
În spațiul aerian al aerodromului [NUME_REDACTAT] există o densitate remarcabilă a traficului aerian civil, intern și internațional (fig. 4), la care se adaugă și traficul aeronavelor militare. Această situație impune desfășurarea unui volum impresionant și de o intensitate deosebită a activităților de control, dirijare, coordonare, precum și a celor de asistență, respectiv de asigurare meteorologică.
Regularitatea, coerența și eficiența acestor activități este posibilă datorită reglementării stricte a folosirii spațiului aerian, potrivit unor proceduri standard de apropiere, aterizare și decolare a aeronavelor, vizual sau instrumental, adoptate pe plan mondial și folosite în comun de aviația civilă și militară (anexele 1 – 8).
structurată în+++??? părți și cuprinde ??? de hărți, imagini, scheme și grafice, ?? de tabele, precum și ?? de anexe,+++ care conțin informații sintetice explicative. Pentru asigurarea unei fluențe maxime în prezentarea problematicii lucrării, acestea au fost integrate în cuprinsul capitolelor și subcapitolelor.
Prima parte a lucrării cuprinde caracterizarea climatică a arealului în care este localizat aerodromul [NUME_REDACTAT], cu accent pe analiza sinoptic-mezoscalară a principalelor tipuri de circulație atmosferică din sud-estul României, care evidențiază primordialitatea factorilor circulatorii în procesul climatogenezei din arealul studiat, comparativ cu factorii fizico-geografici și radiativi.
În partea a doua a lucrării sunt prezentate fenomene meteorologice și climatice de risc pentru navigația aeriană în spațiul aerodromului [NUME_REDACTAT] și influența lor asupra activităților aeronautice, precum studiul de caz privind catastrofa de aviație de la Baza 57 Aeriană din data de 07.04.2003, cu un elicopter IAR330H/Puma, care s-a produs pe fondul unei stări a vremii aparent inofensive, dar care, pentru o perioadă scurtă de timp, a creat un complex de condiții meteorologice nefavorabile zborului ( vizibilitate redusă, plafon scăzut, givrarea celulei și a rotorului portant la temperaturi pozitive, vânt în rafale și turbulență ) care a deteriorat grav aerodinamica elicopterului și a făcut imposibilă pilotarea acestuia.
Fig. 3 – Harta de navigație aeriană – secțiunea [NUME_REDACTAT] 1 : 200.000
Fig. 4 – Harta căilor aeriene din spațiul aerian inferior – secțiunea sud-est [NUME_REDACTAT] 1 : 1.500.000
Partea a treia a lucrării conține analiza influenței diferitelor elemente meteorologice și caracteristici climatice asupra navigației aeriane în spațiul aerodromului [NUME_REDACTAT]: presiunea și temperatura aerului, nebulozitatea și plafonul norilor, vizibilitatea atmosferei și vântul, repere de bază ale meteorologiei aeronautice și care conduce la estimarea finală a favorabilității climatice pentru navigația aeriană la acest aerodrom, în raport cu categoriile definitorii ale stării și evoluției vremii.
În partea a patra a lucrării cuprinsă, într-o manieră extinsă, problematica prognozei clasice a proceselor sinoptice, a elementelor meteorologice și a fenomenelor meteorologice de risc pentru navigația aeriană în spațiul aerodromului . De asemenea, sunt prezentate modalitățile de identificare și localizare a principalelor forme ale câmpului baric din altitudine – talvegurile și dorsalele – cu ajutorul câmpului nebulozității prezent la nivelul respectiv din atmosferă și discernabil pe imaginile furnizate de către sateliții meteorologici, avându-se totodată în vedere faptul că în contextul dinamicii atmosferei, apariția, dezvoltarea și disiparea talvegurilor și dorsalelor, alături de evoluția spațio-temporală a curenților-jet, reprezintă elemente de bază pentru diagnoza și prognoza proceselor atmosferice, printre acestea situându-se și ciclogeneza, proces responsabil de schimbarea fundamentală a aspectului vremii.
Toate acestea sunt urmate de prezentarea elementelor esențiale ale prognozei integrate (numerice) a vremii, ceea ce oferă o imagine asupra progreselor și performanțelor înregistrate în domeniul prognozei meteorologice din ultimii 15 ani, atât în România, cât și pe plan mondial. Subcapitolul care demonstrează suportul esențial al imaginilor satelitare în analiza și prognoza vremii este intercalat între aceste două categorii majore de abordare a prognozei meteorologice, aparent total incompatibile, și din rațiunea de a respecta parcursul istoric al trecerii de la prognoza clasică la prognoza bazată pe modele numerice.
Elaborarea acestei lucrări de licență nu ar fi fost posibilă fără pregătirea universitară dobândită de autor în Facultatea de Geografie a Universității din București, care a contribuit esențial la formarea abilităților necesare pentru elaborarea acestei lucrări de licență, la dezvoltarea aptitudinilor disociative și asociative, de analiză și sinteză, precum și la creșterea capacității de structurare sistematică a problematicii cercetate, în paralel cu perfecționarea formelor de expresie.
Cele mai sincere mulțumiri sunt adresate (???conducătorului științific???) al activității de elaborare a lucrării, domnul comandor , ale cărui aleasă formație științifică, profunzime, rigoare și precizie au constituit pentru autor, modelul și care a determinat esențial elaborarea lucrării în forma prezentată.
Pentru sprijinul deosebit acordat pe parcursul elaborării lucrării, șefului serviciului meteorologic al din [NUME_REDACTAT] [NUME_REDACTAT] domnul căpitan-comandor .
Nu în ultimul rând, autorul mulțumește pentru colaborarea comandanților și colegilor navigatori, meteorologi și piloți din [NUME_REDACTAT] al [NUME_REDACTAT], [NUME_REDACTAT] [NUME_REDACTAT] , ale căror observații și îndrumări au validat și consolidat unele concluzii personale privind influența fenomenelor meteorologice periculoase asupra zborului aeronavelor.
1. SCURTĂ CARACTERIZARE
ÎN
Factorii climatogeni
Repartiția teritorială a tipurilor de climă reflectă interacțiunea complexă a factorilor care determină regimul climatic, atât pe teritoriul țării noastre și în zona geografică a României, cât și în orice zonă a Terrei: radiația solară, suprafața subiacentă activă și circulația atmosferei.
Factorii climatogeni radiativi
Factorii climatogeni radiativi includ toate fluxurile de energie radiantă care străbat atmosfera: de undă scurtă (radiația solară directă și difuză) și de undă lungă (radiația terestră și radiația atmosferei).
Radiația globală (insolația) reprezintă suma radiației solare directe și a radiației solare difuze, aplicată unei unități de suprafață orizontală. La aerodromul radiația globală are valoarea medie de 127 Kcal/cm2/an, fiind strâns legată de durata mare de stălucire a Soarelui, cu valori anuale cuprinse între 2.200 și 2.300 de ore.
Regimul diurn și anual al radiației globale prezintă variațiile clasice, cu valori minime la răsăritul și la apusul Soarelui, precum și în decembrie și cu valori maxime la amiază, respectiv în iulie.
Bilanțul radiativ al suprafeței terestre reprezintă diferența dintre suma tuturor fluxurilor radiative de undă scurtă și lungă primite și suma tuturor fluxurilor radiative de undă scurtă și lungă cedate de către suprafața considerată. determinat de înălțimea Soarelul deasupra orizontului, caracterul suprafeței subiacente active, opacitatea atmosferei și cantitatea de vapori de apă conținuți.
Regimul diurn al bilanțului radiativ al suprafeței terestre prezintă două tipuri: de insolație (ziua, cu valori pozitive) și de radiație (noaptea, cu valori negative). Variația valorilor în tipul de insolație descrie o curbă coresponentă cu cea a radiației solare directe, cu un maxim la amiază și cu minime în momentele trecerii Soarelul la orizont. Variația valorilor în tipul de radiație foarte mică, din cauza variației similare a valorilor radiației efective.
La aerodromul [NUME_REDACTAT] valoarea medie anuală a bilanțului radiativ al suprafeței terestre de 47 Kcal/cm2, iar oscilațiile importante în regimul diurn, în ambele tipuri, sunt determinate de variația nebulozității.
Factorii climatogeni fizico-geografici
Oriunde pe glob, procesele atmosferice sunt generate și evoluează în strânsă legatură cu un complex de condiții fizico-geografice; intensitatea acestor procese, frecvența, durata și succesiunea lor, depind de latitudinea geografică a locului, de natura suprafeței solului, de orientarea și expunerea reliefului față de principalele direcții de advecție a maselor de aer.
Suprafața subiacentă activă sursa principală de transformare a energiei radiante solare în caldură și, totodată, sursa principală generatoare de vapori de apă (de umezire a aerului). Această suprafață are și rolul esențial în transformarea și deplasarea maselor de aer, astfel că, în cele ce urmează vor fi evidențiate influențele sale climatogene în arealul aerodromului .
Relieful podișului Casimcei prezintă altitudini medii cuprinse între 100 și 180 m, corespunzătoare celei mai vechi suprafețe de nivelare de pe teritoriul țării – pediplena dobrogeană – rezultat al unei îndelungate evoluții policiclice și poligenetice, care retează formațiuni de vârste extrem de diferite (de la precambrian la sarmațian).
Astfel, relieful [NUME_REDACTAT] are aspectul unui interfluviu plat care formează un platou întins, cu lățimea de aproximativ 30 km, orientat de la vest spre est, care se integrează pe cea mai mică treaptă altimetrică a [NUME_REDACTAT] ([NUME_REDACTAT]), în scădere dinspre nord spre sud și dinspre Dunăre spre mare. Având în vedere această conformație se poate aprecia că rolul climatogen al reliefului în arealul aerodromului [NUME_REDACTAT] semnificativ mai scăzut decât al factorilor radiativi și dinamici.
Caracteristicile hidrografice, hiodrologice și hidrogeologice ale sunt determinate de climat și de rocile permeabile pe grosimi .
reprezentară prin izvoare, ape de suprafață, lacuri și ape subterane. Principalele ape de suprafață, râurile Casimcea și Topolog.
Cel mai însemnat lac din arealul aerodromului limanul fluvio-marin Tașaul, situat la 8 km est și având o suprafață de 22,7 km2.
în imediata vecinătate a aerodromului și, mai cu seamă, apropierea de bazinul , face ca hidrografia din acest areal să constituie un factor fizico-geografic cu rol climatogen deosebit de important. Așa cum rezultă din subcapitolele următoare și din partea a doua a lucrării, rolul climatogen al suprafețelor acvatice din apropierea arealului studiat se regăsește în valorile specifice ale elementelor climatologice și în modul de manifestare a fenomenelor meteorologice. Cea mai evidentă determinare climatică din acest areal este generarea circulației locale de tip briză, de care se leagă, în perioada caldă a anului, reducerea nebulozității, scăderea amplitudinilor termice și limitarea efectelor convecției termice, în marea majoritate a cazurilor, la formarea norilor Cumulus congestus și mai rar Cumulonimbus, precum și la împiedicarea formării orajelor termice. Totodată, pe timp calm și senin, vântul la sol, cu viteze mici, are o variație diurnă caracteristică în direcție, suflând din nord-est dimineața și rotindu-se treptat, dinspre est la amiază și dinspre sud-est după-amiaza.
În perioada rece a anului, apropierea aerodromului de aceste suprafețe acvatice nu mai este favorabilă, în aceeași măsură, desfășurării activităților aeronautice, deoarece acest areal se află sub incidența directă a cețurilor advectate dinspre est și sud-est, precum și în calea unor viscole și vânturi violente.
Vegetația aparține provinciei pontice, cu restrânse areale de pădure cu specii xeroterme (tei, stejar brumăriu, carpen, frasin) și de silvostepă (stejar pufos, arțar, șibleac). Și asociațiile vegetale de stepă, cu cea mai largă răspândire, ocupă în prezent suprafețe restrânse (pir, colilie, pelin), deoarece majoritatea terenurilor [NUME_REDACTAT], ca și cele din arealul aerodromului [NUME_REDACTAT] sunt ocupate de culturi, în principal cerealiere. În aceste condiții, influența climatogenă a vegetației din arealul studiat neglijabilă.
1.1.3 Factorii climatogeni dinamici
1.1.3.1 Tipuri de circulație atmosferică în sud-estul României
și configurații sinoptice dominante
În sens larg, se consideră că circulația generală a atmosferei include totalitatea mișcărilor care caracterizează curgerile atmosferice la scară globală. Mai precis, studiul circulației generale legat de dinamica climatului, adică de studiul structurilor mediate temporal ale câmpurilor vântului, temperaturii, umidității, precipitațiilor și altor variabile meteorologice.
Procesul fundamental care dirijează circulația atmosferei este încălzirea radiativă diferențiată, care rezultă din faptul că absorbția radiației solare la suprafața terestră este mai mare decât emisia în spațiu a radiației de unde lungi, la latitudini mici, în timp ce emisia radiației de unde lungi predomină față de absorbția radiației solare, la latitudini înalte, cu precădere în emisfera în care este iarnă. Circulația generală a atmosferei și a oceanelor asigură transportul de caldură meridianal și vertical necesar realizării echilibrului.
Cea mai mare parte a radiației solare absorbite la suprafața terestră utilizată în procesul de evaporare a apei și, în consecință, pentru încălzirea atmosferei. Încălzirea datorată radiației solare se realizează în atmosferă, în principal, sub forma căldurii latente eliberate în asociație cu procesele convective din nori.
Circulația generală a atmosferei poate fi interpretată calitativ ca fiind rezultatul interacțiunilor tridimensionale între procesele radiative și cele dinamice.
de remarcat faptul că, pentru menținerea circulației atmosferei, doar o mică parte din energia solară incidentă transformată în energie cinetică.
Circulația medie zonală (latitudinală) are două caractere principale: predominanța vânturilor de vest (zonale) între latitudinile de 30 și 90 de grade, în ambele emisfere și predominanța musonilor și alizeelor în zona intertropicală. Viteza vânturilor de vest crește odată cu altitudinea, până la limita superioară a troposferei, unde se întâlnesc curenții-jet (jet-streams), a căror poziție variază spațial între latitudinile de 30 și 60 de grade.
Acest tip de circulație nu justifică nici măcar teoretic complexitatea circulației observate a atmosferei. Topografia globală a planetei și contrastul dintre încălzirea uscatului și a oceanului reprezintă un forcing puternic pentru mișcările asimetric longitudinale la scară planetară mediate temporal. Aceste mișcări, denumite uzual unde staționare, sunt deosebit de intense iarna în emisfera și reprezintă tipul generic de circulație medie longitudinală.
Undele staționare troposferice au, în general, o structură echivalent barotropă, adică amplitudinea lor crește odată cu înălțimea, iar configurația lor climatologică poate fi descrisă prin teoria undelor Rossby. Atunci când circulația specifică acestor unde se suprapune peste o circulație medie zonală, se produc local zone de creștere sau de scădere a mediei temporale a vânturilor de vest, care influențează puternic dezvoltarea și propagarea perturbațiilor tranzitorii de vreme. Astfel, undele staționare se constituie în caracteristici fundamentale ale curgerii climatologice.
Evoluția sinoptică deasupra țării noastre strâns legată de poziția României pe continent și de poziția continentului pe glob. Concordant cu caracteristica generală a latitudinilor temperate, la sol se constată o succesiune cvasiregulată a ciclonilor extratropicali, în timp ce la altitudinea de 5 – 10 km predomină circulația vestică (latitudinală, zonală). În cadrul acestor succesiuni de o mare diversitate, se individualizează câteva formațiuni barice cu arii preferențiale de formare și de acțiune.
– – constituie aria cea mai ciclogenetică de pe Terra. În această situație – având în vedere și circulația generală a atmosferei de la vest catre est – ciclonii mediteraneeni sud-europeni joacă un rol de seamă în evoluția vremii din noastră. Majoritatea situațiilor de "vreme severă" din sud-estul României apar în legătură cu acești cicloni, care aduc mase de aer relativ cald și umed, de tip mediteranean.
O zonă ciclogenetică importantă o constituie aria situată imediat la sud – sud-est , de unde, îndeosebi iarna, se desprind frecvent cicloni intenși care afectează preponderent jumătatea a Europei, de multe ori și cu efecte asupra regiunilor nord-vestice ale țării noastre. Acest centru de acțiune atmosferică permanentă denumit ciclonul islandez.
Cu o frecvență relativ mare, deasupra [NUME_REDACTAT] și Sud-Vestice acționează un câmp de presiune atmosferică ridicată, cu centrul în zona [NUME_REDACTAT]; uneori acest anticiclon azoric se extinde peste [NUME_REDACTAT] și chiar peste zona țării noastre. Ca și ciclonul islandez, acesta antrenează peste continent mase de aer maritim.
În sezonul rece, deasupra Europei de Est, [NUME_REDACTAT] și Centrale, cel mai adesea se formează un câmp de presiune atmosferică ridicată, extins și puternic, ce antrenează pe partea sa estică – sud-estică mase de aer rece și uscat de origine continental – polară sau chiar arctică; uneori aceste mase de aer acoperă estul și sudul României. Acest centru de acțiune atmosferică permanentă anticiclonul est – european (nord-est – european, siberian, euro – asiatic).
Semnificativ pentru evoluția vremii din noastră și anticiclonul scandinav. Uneori acesta se extinde mult spre sud, cuprinzând și aria României și aducând mase de aer rece, ocazional extrem de rece, de origine continental – polară sau arctică.
de remarcat faptul că niciuna dintre principalele configurații barice europene nu își are locul de formare pe teritoriul României sau în imediata sa apropiere, dar fiecare dintre acestea poate afecta, mai mult sau mai puțin, aria țării noastre. Caracteristica sinoptică cea mai importantă a ariei carpato – pontice o constituie situarea sa în zona de interacțiune a cel puțin două dintre formațiunile barice tipice. În imensa majoritate a cazurilor, interacțiunea se produce între ciclonul mediteranean sud-est – european și o perturbație duală care activează peste partea central – vestică, central – și / sau central – estică a Europei.
După natura perturbației duale și potrivit teoriei termohidrodinamice a interacțiunilor, se disting două feluri de interacțiuni ale ciclonului mediteranean:
interacțiuni tari – atunci când celălalt factor un câmp de presiune atmosferică ridicată (cel mai tipic exemplu cel al anticiclonului siberian);
interacțiuni slabe – atunci când celălalt factor un câmp de presiune atmosferică scăzută (un exemplu tipic cel al unui ciclon islandez coborât peste partea central – a continentului).
Există și unele situații, în general cu o frecvență mică, în care o singură formațiune barică europeană majoră domină întreaga zonă geografică a României; aceasta poate fi un ciclon mediteranean sau islandez, precum și un anticiclon estic, nordic sau vestic. În cadrul acestei categorii de perturbații, o poziție aparte dețin ciclonii cu deplasare retrogradă. Cel mai adesea aceștia provin dintr-un ciclon mediteranean sud-est – european; ei evoluează în general lent, traiectoria tipică fiind din zona [NUME_REDACTAT] către vest – nord-vest. Manifestarea lor strâns legată de prezența unei situații de blocaj (anticiclon) deasupra .
1.1.3.2 Advecția sudică de iarnă
Cele mai complexe situații create de acest tip de circulație atmosferică în zona geografică a României sunt produse de interacțiunea ciclonilor mediteraneeni care abordează vestul cu anticiclonii est-europeni aflați în deplasare lentă către vest.
În aceste cazuri, și Balcani blochează deplasarea spre vest și sud-vest a aerului rece din . Astfel, în perioada inițială a acestei advecții, în regiunile vestice ale țării se găsește aer cald la nivelurile troposferice inferioare și aer rece la nivelurile medii, pe când în regiunile estice lucrurile stau tocmai invers. Această situație se datorează unui front cald care avansează la vest de Carpați aer cald și umed mediteranean, pe de o parte și unei puternice inversiuni termice în zona noastră est – sud-estică, ce facilitează curgerea aerului dinspre est și nord-est în stratul de sub ea, iar în stratul de deasupra curgerea aerului dinspre sud și sud-est, pe de altă parte.
Perioada următoare marcată de apropierea frontului rece mediteranean dinspre vest, care în final fuzionează cu inversiunea termică din est deasupra țării noastre, unde vremea continuă să se deterioreze, iar în regiunile sud-estice și sudice se produce viscol.
Este de remarcat faptul că, în contextul acestei advecții de iarnă, pasajele frontale calde dinspre sud și sud-vest, de multe ori, nu au un efect ameliorativ asupra regimului termic de la sol al regiunilor depresionare recunoscute pentru stratificarea de inversiune termică și chiar suprastabilizarea aerului din cuprinsul lor (Miercurea-Ciuc, Joseni, Toplița, uneori întreaga Transilvanie).
Figura 5 ilustrează un caz particular de poziționare a câmpului baric de la sol și a câmpului nebulozității, în cazul advecției sudice de iarnă în zona geografică a României.
Fig. 5 – Analiza sinoptică de sol și câmpul nebulozității – 07.12.2007; 12:00 UTC
1.1.3.3 Advecția nord-estică de iarnă
Acest tip de circulație atmosferică este caracteristic [NUME_REDACTAT]-Estice în sezonul rece și se concretizează prin interacțiunea dintre un puternic anticiclon est-european și un câmp de presiune atmosferică relativ scazută deasupra părților central-estice ale [NUME_REDACTAT] și sudice ale [NUME_REDACTAT]; în evoluția sa, acest proces domină [NUME_REDACTAT] și de Sud-Est, producând manifestări de vreme severă în aceste zone, în principal viscol.
Într-o perioadă inițială, poziția frontului polar urmărește, în principiu, țărmurile sudice și sud-estice ale continentului, aerul rece polar situându-se deasupra uscatului, iar aerul cald tropical deasupra întinderilor de apă. În această situație, pe fondul unei circulații predominant sudice și sud-vestice, aerul cald avansează mult către nord deasupra României, pentru ca în perioada intermediară să se retragă în regiunile sud-estice, iar în perioada finală să dispară în fața invaziei reci dinspre nord-est.
În ansamblu, evoluția sinoptică se produce pe fondul unei scăderi de presiune relativ uniforme, mai amplă în zona geografică a țării noastre; situația la fel de tipică precum și geneza inversiunilor termice din aria est – sud-estică. În câmpul presiunii atmosferice se pot constata remarcabile deviații ageostrofice, iar în câmpul termic gradienți foarte intenși, generați de susținuta infiltrație de aer rece dinspre nord-est, care urmăresc cu mare fidelitate curbura Carpaților și linia litoralului.
În aceste situații, cele mai aspre manifestări ale vremii – viscolul – se inregistrează peste sudul Moldovei, Barăgan și Dobrogea.
Figura 6 ilustrează un caz particular de poziționare a câmpului baric de la sol și a câmpului nebulozității, în cazul advecției nord-estice de iarnă în zona geografică a României.
Fig. 6 – Analiza sinoptică de sol și câmpul nebulozității – 01.01.2007; 12:00 UTC
1.1.3.4 Advecția nord-vestică de iarnă
Acest tip de circulație atmosferică în zona geografică a României este determinat, în sezonul rece, de un relief baric concretizat, în principal, printr-un vast câmp ciclonic care acoperă centrul, sudul și estul Europei, cu centrul principal în [NUME_REDACTAT] și cu un eventual centru secundar în zona Italiei. În această situație, frontul polar, orientat cvasilatitudinal în lungul paralelei de 50 grade nord, se extinde apreciabil către sud, dinspre nord-vest, activitatea sa cea mai intensă realizându-se chiar deasupra zonei noastre de interes.
de aer rece ocupă mai întâi zonele cu altitudine joasă din regiunile nord-vestice și, pe la nord-est , se canalizează pe văile Siretului și Prutului. De asemenea, în regiunile sud-estice, aerul rece se infiltrează prin culoarul Dunării peste sudul Olteniei.
După această scurtă perioadă inițială a incidenței frontului polar cu teritoriul României, în care aerul rece ocolește, în deplasarea sa către sud, obstacolul orografic carpatic prin lateral, pe la nivelurile joase, ca urmare a acumulării masei de aer postfrontale și în funcție de înălțimea și stabilitatea acesteia, se poate produce escaladarea Carpaților. Ca urmare, pe pantele sudice ale [NUME_REDACTAT] și Meridionali, pot apare spectaculoase manifestari de fohn sau unde de adăpost, cu importante consecințe în evoluția vremii.
După deversarea aerului polar peste culmile montane, regiunile sudice ale țării sunt invadate rapid și câmpul termic se omogenizează, în bună măsură, pe întregul teritoriu.
Figura 7 ilustrează un caz particular de poziționare a câmpului baric de la sol și a câmpului nebulozității, în cazul advecției nord-vestice de iarnă în zona geografică a României.
Fig. 7 – Analiza sinoptică de sol și câmpul nebulozității – 19.03.2007; 15:00 UTC
1.1.3.5 Advecția sudică de vară
În perioada inițială, acest tip de circulație atmosferică se caracterizează prin deplasarea unui ciclon situat deasupra [NUME_REDACTAT] către regiunile vestice ale României, în timp ce, deasupra [NUME_REDACTAT], [NUME_REDACTAT] și României, este situat un câmp anticiclonic. În această perioadă, formele barice corespunzătoare din altitudine – talvegul și dorsala – se amplifică simultan, prin aport de aer rece maritim-polar dinspre vest, respectiv prin advecție de aer cald tropical, dinspre sud.
Corespunzător acestei situații, frontul rece care-și manifestă prezența în nord-vestul țării, se intensifică apreciabil, începându-și deplasarea către sud și sud-est, în perioada intermediară. Masa de aer foarte cald tropical din [NUME_REDACTAT], Bărăgan și Dobrogea separă masa de aer rece din vest (maritim-polar) de masa de aer rece din bazinul vestic al [NUME_REDACTAT], suprastabilizat. Astfel, stratificarea verticală a atmosferei la țărmul mării, similară unui front rece dinspre est.
În perioada finală, opoziția “ frontului de coastă ” încetează, permițându-se intrarea frontului rece dinspre vest – ajuns în Bărăgan – peste Dobrogea. Vântul se intensifică la țărmul mării, dinspre sud, pe întreaga cuprindere verticală a troposferei, cu 25-30 m/s, pe un strat îngust atingând 40-45 m/s, sugerând un jet troposferic sudic. După pasajul frontal, în sudul țării se poate manifesta un jet troposferic vestic, inversiunile termice dispar și se crează condiții standard de instabilitate potențial-umedă.
În cazul pasajelor frontale vest-est din zilele caniculare de vară, în sudul țării se crează depresiuni termice de după-amiază – talveguri prefrontale în fața talvegurilor frontale incidente. Interacțiunea acestora de ordinul orelor și al zecilor de km, spre seară rezultând un talveg larg, combinat. În legătură cu aceste situații, stratul de instabilitate statică pronunțată asociat talvegului termic, evidențiază o linie de green sau de instabilitate, care produce fenomene similare cu ale frontului rece aflat mai la vest, uneori chiar mai violente: intensificări bruște ale vântului cu aspect de vijelie, oraje, averse de ploaie și de grindină, furtuni, care se pot manifesta pe întregul parcurs frontal sudic și sud-estic al teritoriului.
Caracteristică acestui tip de circulație atmosferică este și împiedicarea temporară a dezvoltării sistemelor convective, datorită puternicelor inversiuni termice create în sud și sud-est, prin suprapunerea aerului tropical introdus din sud-vest peste aerul relativ umed, potențial mai rece, introdus în straturile inferioare din sud-est, de pe mare. Pe de o parte, inversiunea limitează sever extinderea verticală a convecției, iar pe parte, accentuează instabilitatea potențială. În momentul în care convecția reușește să străpungă inversiunea termică, instabilitatea vremii se manifestă violent.
Figurile 8, 9 și 10 ilustrează poziționarea câmpului nebulozității în trei situații particulare caracteristice advecției sudice de vară în zona geografică a României.
Fig. 8 – [NUME_REDACTAT] – 08.08.2007; 09:00 UTC
Fig. 9 – [NUME_REDACTAT] – 11.07.2007; 14:00 UTC
Fig. 10 – [NUME_REDACTAT]-[NUME_REDACTAT] – 20.06.2007; 16:00 UTC
1.1.3.6 Advecția nord-estică de vară
caracterizată sinoptic printr-o interacțiune între un câmp anticiclonic slab, centrat în zona și un câmp ciclonic slab, centrat deasupra Italiei și . Această configurație barică stabilă (gradienți termobarici foarte mici) determină o vreme caldă și frumoasă în sud-estul țării, cu vânt slab, din sector predominant estic – nord-estic.
Încălzirea diurnă de la sol produce un intens amestec turbulent, care distruge inversiunea radiativă nocturnă. Astfel, se asigură stabilitatea microcirculației locale litorale de tip briză, în cadrul căreia cele mai intense vânturi se înregistrează noaptea. De asemenea, vântul mai intens ziua în apropierea solului și noaptea în apropierea nivelului de inversiune.
În condițiile acestui tip de advecție se remarcă rotirea direcției vântului la sol, potrivit determinărilor forței gradientului baric orizontal, efectului de blocaj al Carpaților și forței de frecare: din nord, noaptea și dimineața, spre nord-est, dimineața și la amiază și spre est, după-amiaza.
Figura 11 ilustrează un caz particular de poziționare a câmpului baric de la sol și a câmpului nebulozității, în cazul advecției nord-estice de vară în zona geografică a României.
Fig. 11 – Analiza sinoptică de sol și câmpul nebulozității – 06.06.2007; 06:00 UTC
1.1.3.7 Frontogeneza de coastă și ciclogeneza pontică
În condițiile interacțiunii dintre un câmp anticiclonic situat în regiunile din estul și nord-estul și un câmp ciclonic situat în regiunile și a mărilor înconjurătoare, deseori se produc situații de vreme severă în estul, sud-estul și sudul României, îndeosebi în sezonul rece. În aceste situații, caracteristică fiind interacțiunea tare dintre un anticiclon est – nord-est – european și un ciclon central – est – mediteraneean, un rol esențial are impactul combinat asupra advecțiilor reci nord-estice, continental-polare sau arctice, al Carpaților care realizează un blocaj orografic și al [NUME_REDACTAT] care introduce un blocaj termic.
Ca urmare a acestor blocaje în calea advecției nord-estice, pe țărmurile vestic și nordic ale se creează un puternic gradient termic, orientat transversal pe linia țărmurilor. De asemenea, în vecinătatea țărmului vestic se produc vânturi tari de nord, deasupra uscatului și de est, deasupra mării. Astfel, în vecinătatea coastei, evidentă convergența mișcării aerului, suprapusă unui turbion ciclonic, ceea ce denotă caracterul puternic frontogenetic în câmpul mișcării.
Curgerea aerului la suprafața terestră prezintă considerabile variații ageostrogice, cu gradienți izalobarici și termici orientați perpendicular pe țărm. Concentrarea izotermelor în lungul țărmului se produce prin advecție de aer rece deasupra uscatului și advecție de aer cald dinspre mare, procesul fiind amplificat de efectele radiative nocturne. Astfel, căldura transferată de la marea caldă către aerul rece de deasupra, precum și frecarea diferențiată deasupra mării și uscatului, facilitează convergența la coastă și orientează în mod favorabil câmpul deformației care, la rândul său, intensifică gradientul termic preexistent, care depășește valorile climatologice normale. În aceste condiții, frontul de coastă se generează efectiv în lungul țărmului într-o perioadă de 12 ore.
Poziția geografică, mărimea și configurația coastei [NUME_REDACTAT] facilitează procesul frontogenezei costale, alături de dispunerea și valoarea gradientului termic, evidențiindu-se așezarea tipică din structura unei unde ciclonice extratropicale în dezvoltare (figurile 12 – 13), care ulterior descrie o evoluție ciclonică specifică în bazinul vestic al [NUME_REDACTAT]. Cele trei faze ale acesteia – undă, maturitate și ocluziune – se succed extrem de rapid, totalizând, funcție de circumstanțele sinoptice, de la 24 de ore până la câteva zile:
24 de ore: depresiune cu extindere verticală redusă, doar în stratul-limită; acționează în bazinul vestic al , după care se deplasează spre nord – nord-est;
câteva zile: ciclon extins în altitudine, până în troposfera medie și superioară; acționează în întregul bazin al [NUME_REDACTAT] și în teritoriile înconjurătoare din nord și nord-vest, în cazul reactivării unui ciclon mediteranean.
Având în vedere toate acestea, se pot distinge cele patru determinări circulatorii și subiacente ale proceselor de frontogeneză costală și ciclogeneză pontică:
blocajul orografic al și anomalia termobarică de la baza lor;
accelerarea dinamică produsă de îngustarea zonei dintre [NUME_REDACTAT] și și anomalia ageostrofică;
configurația ciclonică a coastei și anomalia frecării;
blocajul superior al inversiunii termice carpato-pontice și anomalia termodinamică sud-est europeană (figura 14).
Fig. 12 – Câmpurile geopotențialului, temperaturii și vântului la nivelul isobaric standard de 850 mb, în cazul ciclogenezei de coastă și frontogenezei pontice . (adaptată și prelucrată după I. Drăghici, 1988)
Fig. 13 – Câmpurile temperaturii și vântului la nivelul solului,
în cazul ciclogenezei de coastă și frontogenezei pontice
(adaptată și prelucrată după I. Drăghici, 1988)
Fig. 14 – Modelul inversiunii termice carpato-pontice,
în cazul ciclogenezei de coastă și frontogenezei pontice
(adaptată și prelucrată după I. Drăghici, 1988)
1.2 Caracteristicile climatice
Produs al factorilor climatogeni detaliați anterior, în continuare sunt prezentate caracteristicile climatice ale arealului aerodromului .
1.2.1 Temperatura aerului
Analiza datelor cuprinse în tabelul 1 evidențiază o valoare medie lunară maximă în iulie (22,2C) și una minimă în ianuarie (-0,4C), precum și o medie termică anuală de 11,3C pentru aerodromul . Influența climatogenă a bazinului [NUME_REDACTAT] se regăsește și în valorile mediilor termice lunare foarte apropiate din lunile ianuarie-februarie, respectiv iulie-august, precum și în amplitudinea redusă dintre mediile maximelor și minimelor termice zilnice (6,4C).
La aerodrom se înregistrează următorul număr de zile caracteristice sub aspect termic:
61 zile cu temperaturi maxime 25C (zile de vară);
70 zile cu temperaturi minime 0C (zile cu îngheț);
21 zile cu temperaturi maxime 0C (zile de iarnă);
7 zile cu temperaturi minime -10C (zile geroase).
Tab. 1 LA AERODROMUL
MIHAIL KOGĂLNICEANU (C)
Valorile termice extreme înregistrate sunt de 38,5C, în iulie și -25C în februarie. Perioada de îngheț începe în ultima decadă a lunii octombrie și durează până la sfârșitul lunii martie-începutul lunii aprilie.
La aerodrom se înregistrează valorile medii lunare ale temperaturii aerului, la orele sinoptice principale, menționate în tabelul 2.
Tab. 2 LUNARĂ LA AERODROMUL
MIHAIL KOGĂLNICEANU (C), LA PRINCIPALE
Umezeala aerului
Valorile reprezentative ale umezelii relative sunt cuprinse în tabelul 3 .
Tab. 3 UMEZEALA LA AERODROMUL
(%)
[NUME_REDACTAT] tabelul 4 se regăsesc valorile medii lunare ale nebulozității înregistrate la aerodrom, determinate, în principal, de factorii climatogeni dinamici și de cei fizico-geografici locali (brizele de mare și de uscat, în timpul verii), evidențiindu-se valoarea medie anuală de 5,3 zecimi și valorile minime din lunile iulie-august, de 2,9 zecimi.
Tab. 4 LA AERODROMUL
(zecimi)
Precipitațiile atmosferice
Precipitațiile sunt produse ale condensării și sublimării vaporilor de apă din atmosfera liberă, care prin cădere ajung pe suprafața terestră. Cantitățile lunare medii înregistrate la aerodromul se regăsesc în tabelul 5. Media anuală a cantitătii de precipitații are valoarea de 353,6 mm, iar cele mai cantități medii lunare cad în perioada mai-august (32-37 mm lunar).
Ploaia se înregistrează la aerodrom în tot cursul anului și la toate orele de observație, cu frecvențe reduse. Frecvențele orare care depășesc 0,5% apar sporadic în lunile aprilie, mai, octombrie și noiembrie.
Burnița realizează frecvențe orare mai decât ploaia, care depășesc valori de 1% în perioada decembrie-martie.
Lapovița apare sporadic în anotimpul rece și mai frecventă în perioada noiembrie-martie, nu la toate orele de observație, cu frecvența maximă la câteva ore din ianuarie (6,5%). Ninsoarea se semnalează în perioada octombrie-aprilie și înregistrează frecvențe orare mai de 1% în lunile ianuarie-martie.
Tab. 5 PRECIPITAȚIILE LA KOGĂLNICEANU (mm)
Stratul de zăpadă
La aerodromul stratul de zăpadă de grosimi centimetrice se înregistrează pe perioade foarte scurte de timp (în marea majoritate de ordinul zilelor), în medie din prima decadă a lunii noiembrie și până în a doua decadă a lunii aprilie.
Presiunea atmosferică
La aerodrom se înregistrează valorile medii lunare ale presiunii atmosferice (QFE = presiunea atmosferică corectată la nivelul oficial al ), la orele sinoptice principale, înscrise în tabelul 6.
Tab. 6 LA AERODROMUL (QFE -mb), LA PRINCIPALE
[NUME_REDACTAT] aerodromul se înregistrează următoarele caracteristici generale în ceea ce privește regimul eolian (tabelul 7):
direcțiile dominante ale vântului: V, NV și NE, SE;
cea mai mare frecvență dintre vitezele vântului: 4-7 m/s.
1.2.7.1 Vântul la sol
Frecvențele lunare, anotimpuale și anuale ale direcției și vitezei vântului la aerodrom, pe praguri caracteristice în meteorologia aeronautică, se regăsesc în tabelele 7 și 8.
Direcțiile dominante ale vântului la sol sunt vest; nord-vest și nord-est; sud-est. În viteza vântului la sol, cea mai mare frecvență are pragul 4-7 m/s, în tot timpul anului. Vitezele de 12-15 m/s se înregistrează mai ales iarna, din sector nordic.
Analiza distribuției frecvențelor direcției și vitezei vântului de suprafață evidențiază, primăvara, vara și toamna, direcții din est – sud-est și viteze până la 11 m/s, ziua, iar noaptea direcții dinspre uscat, situație care demonstrează particularitățile circulației locale de tip briză de mare / de uscat. Iarna se înregistrează frecvențe ale direcțiilor din sector nordic și viteze până la 11 m/s.
Tab. 7 , ANOTIMPUALĂ ȘI VÂNTULUI LA LA AERODROMUL (%)
Tab. 8 , ANOTIMPUALĂ ȘI VÂNTULUI LA LA AERODROMUL (%)
Frecvențele lunare, anotimpuale și anuale ale vântului din cele patru direcții principale și sectoare în funcție de orientarea pistei de decolare-aterizare, evidențiază predominanța vitezelor vântului de 4-7 m/s. Frecvențe maxime se înregistrează pe direcția 360 de grade și sectorul nordic al pistei, toamna și iarna; pe direcția 090 grade și sectorul estic al pistei – primăvara și vara; pe direcția 180 de grade și sectorul sudic al pistei – primăvara și vara; pe direcția 270 de grade și sectorul vestic al pistei – iarna și toamna (tabelele 9-12).
Tab. 9 , ANOTIMPUALĂ ȘI ANUALĂ
A LA DIN SECTOR NORDIC
LA KOGĂLNICEANU (%)
Tab. 10 , ANOTIMPUALĂ ȘI ANUALĂ
A LA DIN SECTOR ESTIC
LA KOGĂLNICEANU (%)
Tab. 11 , ANOTIMPUALĂ ȘI ANUALĂ
A LA DIN SECTOR SUDIC
LA KOGĂLNICEANU (%)
Tab. 12 , ANOTIMPUALĂ ȘI ANUALĂ
A LA DIN SECTOR VESTIC
LA KOGĂLNICEANU (%)
1.2.7.2 Vântul în altitudine
Din analiza frecvențelor anuale ale direcțiilor și vitezelor (tabelul 13) se desprind următoarele generalizări asupra regimului vântului în altitudine:
direcția dominantă se rotește în stratul sol – 2.000 m spre dreapta, apoi tinde să revină la direcția inițială, între 2.000 și 5.000 m;
viteza medie crește neuniform cu înălțimea și aproape se dublează în stratul sol – 5.000 m;
frecvența vântului pe direcții și intensități înregistrează valori mai mari pentru vitezele de 1-4 m/s, din nord și vest, în stratul sol – 1.000 m și din nord – nord-vest în stratul peste 1.000 m; vitezele de 5-9 m/s au o pondere mare pe direcțiile nord și nord-est; vitezele peste 16 m/s înregistrează frecvențe mai importante în stratul 1.000 – 5.000 m, pentru direcțiile vest și sud-vest.
Tab. 13 FRECVENȚA
DIN ,
LA KOGĂLNICEANU (%)
Principalele fenomene atmosferice
un fenomen atmosferic de risc cu viteză de apariție intermediară, ceața reprezintă suspensia în aer a unor picături minuscule de apă (raza între 1 și 60 m), cristale fine gheață sau ambele (în funcție de temperatura punctului de rouă), care reduc vizibilitatea orizontală sub 1.000 m.
La aerodrom, ceața se întâlnește în toate lunile anului, noaptea și dimineața, mai ales. Frecvența orară cea mai mare se înregistrează în intervalului noiembrie-ianuarie, între orele 06 și 10, așa cum rezultă din tabelul 14 .
Tab. 14 FRECVENȚA LUNARĂ LA
KOGĂLNICEANU (%)
Viscolul fenomen climatic de risc specific zonei geografice a Românei în sezonul rece, cu viteză de apariție intermediară, viscolul se definește ca un complex de fenomene a căror formare și dezvoltare depind de intensitatea vântului, caracterul ninsorii, cantitatea, starea și vechimea zăpezii depuse. Aceste fenomene se pot produce diferențiat, la sol și în altitudine, având diferite denumiri.
Transportul de zapadă se produce când, fără să ningă, zăpada afânată și proaspătă ridicată și spulberată de la sol de un vânt turbulent, cu viteza de peste 6 m/s.
Transportul de zăpadă la sol se desfășoară aproape paralel cu solul, în stratul de aer inferior (stratul de aer microclimatic, până la 2 m de la sol), obiectele joase fiind voalate sau mascate din cauza reducerii vizibilității orizontale, în funcție de viteza vântului: la 11-14 m/s, 4-2 km; la 15-18 m/s, 2 km – 500 m; peste 20 m/s, sub 500 m.
Transportul de zăpadă la înălțime (zăpada viscolită) se desfășoară la înălțimi cuprinse între câțiva m și câteva zeci de m de la sol când, fără să ningă, zăpada răscolită și spulberată de la sol, uneori voalând soarele și cerul. În aceste condiții, vizibilitățile orizontală și verticală scad sub 1 km.
Când, din cauza zăpezii spulberate de vânt, nu se pot observa norii și nu se poate distinge dacă zăpada cade din nori sau e doar ridicată de la sol, vizibilitățile orizontală și verticală fiind foarte reduse, complexul de fenomene meteorologice asociate este denumit viscol (viscol general, viscol superior).
La aerodrom se înregistrează următoarele valori climatologice legate de viscol:
Numărul mediu anual de zile cu viscol: 3,19;
Frecvența lunară a zilelor cu viscol: noiembrie – 7%, decembrie – 20%, ianuarie – 37%, februarie – 22%, martie – 14%;
Frecvența duratei viscolului în zile succesive: 1 zi – 65%, 2 zile – 24%, 3 zile – 9%, 4 zile – 2%;
Frecvența duratei viscolului în zile nesuccesive: sub 1 zi – 18%, 1-3 zile – 47%, 4-6 zile – 22%, 7-9 zile – 7%;
Direcția predominantă a vântului pe timpul viscolului: N – 53%, NE – 20%, NV – 25%;
Viteza medie a vântului pe timpul viscolului: N – 13 m/s, NE – 13 m/s, E – 19 m/s, SE – 11 m/s, V – 7 m/s, NV – 11 m/s;
Frecvența lunară a vitezelor maxime ale vântului pe timpul viscolului: noiembrie – 20 m/s, 3%; decembrie – 20 m/s, 4%, ianuarie – 24 m/s, 2%, februarie – 20 m/s, 3%, martie – 20 m/s, 3%;
Frecvența grupelor de viteze ale vântului pe timpul viscolului: 6-10 m/s – 20%; 11-16 m/s – 45%; peste 17 m/s – 27%;
Cantitatea medie de precipitații căzute pe timpul viscolului, pe direcții de vânt: N – 4,5 l/m2; NE – 4,9 l/m2; E – 0,3 l/m2; V – 0,3 l/m2; NV – 4,3 l/m2;
Cantitatea maximă de precipitații căzute pe timpul viscolului, pe direcții de vânt: N – 25 l/m2; NE – 23,4 l/m2; NV – 20,6 l/m2;
Cantitatea medie de precipitații căzute într-o zi cu viscol: 4,5 l/m2;
Cantitatea medie de precipitații căzute în lunile cu viscol: noiembrie – 0,5 l/m2; decembrie – 2,2 l/m2; ianuarie – 3,3 l/m2; februarie – 3,7 l/m2; martie – 1 l/m2; anual – 10,7 l/m2.
Potrivit tuturor acestor considerente, arealul aerodromului [NUME_REDACTAT] se află situat în zona cu risc mediu al fenomenului de viscol (figura 36): durata între 2 și 4 zile anual, viteze ale vântului între 11 și 19 m/s, cantități de precipitații între 5 și 15 l/m2 anual.
Fenomenele orajoase includ un complex de manifestări ale electricității atmosferei, caracterizate optic și acustic prin fulgere și/sau tunete, legate nemijlocit de norii orajoși Cumulonimbus.
Caracteristicile principale ale fenomenelor orajoase constau în:
producerea de curenți verticali puternici, prin succesiunea neregulată a curenților ascendenți și descendenți;
fenomene accesorii cu descărcări electrice;
precipitații sub formă de averse, vânturi puternice, vijelii, trombe.
Fig. 36 CLIMATIC DE DISPUNERE A AEROPORTURILOR ȘI AERODROMURILOR DIN ROMÂNIA
LEGENDA: Rm = risc minim; R = risc mediu; RM = risc maxim
La aerodrom, orajele se manifestă ca fenomene atmosferice de risc cu declanșare rapidă și extindere locală, în tot cursul anului. În perioada rece, predomină în lunile februarie și martie, cu o distribuție neuniformă, determinată de evoluția fronturilor atmosferice. În perioada caldă a anului, frecvențele maxime se înregistrează în lunile iunie și iulie, între orele 13.00 și 18.00 (tabelul 15).
Tab. 15 LA KOGĂLNICEANU (%)
Chiciura înregistrează cea mai mare frecvență orară în ianuarie (4,8%), la ora 08 și se semnalează în perioada noiembrie-martie.
Poleiul se produce tot în perioada noiembrie-martie și are frecvența orară maximă (4,3%) în ianuarie.
Concluzii climatice
Caracterele peisajului geografic, determinate de localizarea în sud-estul [NUME_REDACTAT], într-o zonă de podiș jos (100 – 180 m), la 16 km de țărmul [NUME_REDACTAT], particularitățile circulației atmosferice și configurațiile sinoptice majore, specifice Europei central – sud-estice, precum și caracteristicile radiației solare, conferă arealului aerodromului [NUME_REDACTAT] caracteristicile climatice prezentate și îl situează astfel în subsectorul Dobrogei maritime al sectorului cu climat temperat semiarid din țara noastră.
2. FENOMENE METEOROLOGICE ȘI CLIMATICE DE RISC
AERIANĂ
Fenomenele atmosferice de risc se definesc ca fiind situații ce pot provoca victime omenești și pagube materiale. Nivelul acestor pierderi și pagube, amploarea lor, sunt determinate pe de o parte de fenomenul în sine, iar pe parte de natura, poziția geografică și dezvoltarea tehnologică a societății afectate, uneori luând aspect de calamități și dezastre.
Riscurile climatice se exprimă printr-un mare număr de fenomene atmosferice care pot avea, uneori, consecințe dezastruoase. După criteriul rapidității lor de apariție, acestea se clasifică în: fenomene cu declanșare rapidă (ciclonii tropicali, tornadele, trombele, orajele, aversele, grindina), fenomene cu viteză de apariție intermediară (bruma, chiciura, poleiul, înghețul, ceața, viscolul) și fenomene cu apariție lentă (secetele). Acestor categorii li se adaugă fenomene de risc climatologic datorate combinării unor factori meteorologici și natură (avalanșele, undele de maree), precum și altele (vânturile neperiodice, furtunile de praf și de nisip, amplitudinile termice , depunerile precipitațiilor solide, umezeala aerului).
Având în vedere dinamica accentuată a mediului aerian, mult superioară celorlalte medii terestre, evidentă importanța deosebită pe care o are orice fenomen meteorologic de risc pentru navigația aeriană, prin geneza, evoluția, intensitatea și modul său de manifestare.
2.1 [NUME_REDACTAT] sunt produse ale condensării și sublimării vaporilor de apă din atmosfera liberă, care prin cădere ajung pe suprafața terestră. Pentru ca particulele condensate sau sublimate ce alcătuiesc norii să ajungă la sol, necesar ca în interiorul masei noroase acestea să crească în greutate, astfel ca în căderea spre pământ să învingă rezistența aerului și să nu se evapore în stratul de aer de sub nori.
Creșterea particulelor noroase se datorează următorilor factori:
existența, în permanență, a turbulenței, care face ca picăturile de apă să se contopească prin ciocnire și să crească în greutate, datorită condensării și sublimării;
forța gravitației terestre și mișcarea browniană, care determină ca picăturile de apă sau cristalele de gheață ce ating un diametru de 20-50 μm să crească și să se asocieze, mărindu-și viteza de cădere;
existența mișcărilor verticale în nori, care asigură – mișcările ascendente – scăderea temperaturii particulelor, apariția suprasaturației vaporilor de apă și ascensiunea particulelor în interiorul norului, de unde, în cădere, cresc în volum prin coalescență.
În toți norii care dau precipitații de durată mai lungă este necesară existența fazelor lichidă și solidă de stare ale apei, deoarece până la atingerea dimensiunilor necesare căderii, creșterea picăturilor are loc în urma diferenței dintre tensiunea maximă a picăturilor de apă și tensiunea maximă a cristalelor de gheață, ceea ce permite mărirea cristalelor până la o greutate la care cad spre baza norului, unde ating temperaturi pozitive și se transformă în picături de apă destul de mari.
Pentru latitudinile temperate și polare, precipitațiile cad în cantități numai din norii cu structură fizică neomogenă: Cumulonimbus, Nimbostratus, Altostratus și foarte rar din Stratus, Stratocumulus, Cumulus.
Temperatura la baza norului, ca și temperatura stratului de aer dintre nor și suprafața terestră, determină forma sub care precipitațiile ajung la sol.
Clasificarea precipitațiilor se face după următoarele criterii convenționale:
a) după starea de agrgare:
precipitații lichide: ploaia, burnița;
precipitații solide: ninsoarea, grindina, măzărichea;
precipitații mixte: lapovița;
b) după condițiile de formare:
precipitații convective;
precipitații frontale;
precipitații orografice;
c) după intensitatea căderii lor:
precipitații slabe;
precipitații moderate;
precipitații puternice;
d) după caracterul căderii lor în timp:
precipitații continue;
precipitații intermitente;
averse;
burnițe.
Precipitațiile lichide, solide sau mixte pot constitui fenomene meteorologice periculoase pentru navigația aeriană, prin reducerea vizibilității în atmosferă la praguri sub limitele permise în diferite faze ale zborului, mai cu seamă cele de intensitate sporită – aversele.
Dacă reducerea substanțială a vizibilității în zbor, de către ploaie sau ninsoare, un fapt neînsemnat, această situație deosebit de periculoasă în faza de aterizare a aeronavelor. De asemenea, se pot produce deteriorări ale unor piese exterioare din structura aeronavelor, antenelor sau cabinei. Funcție de cantitatea de apă din aer, unele instrumente de bord care au senzori exteriori pentru presiunea atmosferică, pot fi scoși din funțiune sau pot da indicații eronate. În cazuri excepționale, cantități de apă aspirate din aer, pot produce oprirea motoarelor reactive.
Ploaia se înregistrează la aerodrom în tot cursul anului, la toate orele de observație, cu frecvențe reduse; cele mai frecvențe se regăsesc în lunile aprilie, mai, octombrie și noiembrie.
Burnița se produce, cu frecvențe mai , în intervalul decembrie-martie.
Ninsoarea se semnalează în perioada octombrie-aprilie și are cele mai frecvențe în lunile ianuarie, februarie și martie.
Spre deosebire de ploaie, grindina un fenomen atmosferic de risc incontestabil, cu declanșare rapidă și legat nemijlocit de norii convectivi Cumulonimbus, situație care determină o asociere directă cu fenomenele orajoase.
În dezvoltarea norilor convectivi de la faza Cumulus la faza Cumulonimbus (calvus și apoi capilatus), se asigură condițiile genetice ale grindinei: suprarăcirea și înghețarea picăturilor de apă, creșterea diametrului picăturilor înghețate aflate în circulație ascendentă prin nor, depășirea greutății de sustentație și căderea spre sol.
2.2 Influența precipitațiilor asupra activităților aeronautice
Grindina în funcție de dimensiunile granulelor poate provoca avarii considerabile aeronavelor, atât în zbor cât și la sol: deformarea structurii planurilor și fuselajului, spargerea cupolei cabinei și a farurilor de bord, ruperea antenelor exterioare. În zbor, avariile provocate de grindină aeronavelor, sunt direct proporționale cu viteza de zbor.
Ca fenomen atmosferic de risc, cu caracter local și specific sezonului cald, grindina se formează în special ziua și are o durată medie de 15 minute. Arealul afectat reprezintă, în medie, 8-10 km, doar în situații excepționale 100-120 km.
La aerodrom, frecvența medie a zilelor cu grindină sub 1 pe an, iar numărul maxim de zile cu grindină de 4 pe an, putându-se produce din martie și până în octombrie, cu o durată maximă de 5 minute (64% din cazuri).
Este de remarcat că acțiunea distructivă a căderii grindinii pe sol sau prezența ei în norii convectivi se cumulează cu scăderea severă a vizibilității în arealul afectat, dar mai ales cu intensificări ale vântului la sol, în rafale, care pot lua aspect de vijelie și cu viteze verticale mari ale curenților ascendenți și descendenți din interiorul norilor Cumulonimbus, de sub ei și din vecinătatea lor.
Un aspect deosebit al efectelor precipitațiilor asupra infrastructurilor aeroportuare îl reprezintă depunerile de apă, lapoviță, zăpadă și gheață pe pistele de decolare – aterizare, aspect care ia o importanță majoră în starea de disponibilitate a aerodromurilor aviației militare. Deși aeroporturile moderne dispun de numeroase utilaje cu înaltă productivitate și de un bun drenaj al pistelor – condiții în care curățarea depunerilor se poate face eficient și operativ – în timpul ninsorilor abundente și după încetarea acestora, pistele betonate se pot menține umede sau acoperite parțial ori integral cu diverse forme de depuneri: zăpadă afînată, zăpadă tasată, zăpadă umedă, zăpadă înghețată, gheață.
Pe timpul decolării de pe o pistă cu zăpadă, mai ales umedă, avionul întâmpină o mare rezistență la înaintare, direct proporțională cu pătratul vitezei. În ultima parte a rulajului rezistența maximă, desprinderea de pe pistă se face cu multă greutate, iar zăpada refulată de roțile trenului de decolare – aterizare poate provoca avarii grave la bordul de atac și intradosul aripii, la flapsuri. În afara înrăutățirii condițiilor de accelerare a aeronavei și a deteriorărilor de structură, se pot produce și perturbații în funcționarea motoarelor. Existența unui strat uniform de zăpadă pe pistă, gros de 60 mm sau de apă, gros de 15 mm, implică o creștere a distanței de rulare la decolare cu aproximativ 20%. În cazuri deosebite, viteza la care mai poate fi întreruptă decolarea de pe pista udă cu 15% – 20% mai mică decât de pe pista uscată. De asemenea, în cazul decolării cu un motor oprit, distanța necesară de rulare crește substanțial. Având în vedere aceste probleme, se recomandă a nu se decola de pe piste acoperite cu un strat de zăpadă umedă mai gros de 10 – 12 mm; în cazuri de necesitate se vor adopta tehnici aparte de pilotaj, combinate cu ajustarea centrului de greutate al avionului.
Aterizarea pe o pistă udă sau acoperită cu zapadă umedă are, de asemenea, unele particularități concretizate în fenomenul de acvaplanare (hidroplanare), care constă în formarea unei pelicule alunecoase între cauciucuri și suprafața pistei, roțile neavând aderența necesară pentru o conducere sigură a aeronavei și o frânare corespunzătoare. Această peliculă de depuneri mărește rezistența la înaintare a avionului, componenta ei verticală ridicând roțile și reducând suprafața de contact cu pista, până când avionul plutește pe stratul de apă sau de vapori rezultați în urma creșterii temperaturii prin frecare. Acvaplanarea apare, de obicei, când stratul de apă sau de zapadă umedă de pe pistă depașește grosimea de 4 – 5 mm și se manifestă pregnant când trenul de aterizare este constituit din mai multe perechi de roți dispuse în tandem, iar desenul anvelopelor nu este pronunțat – în special la avioanele mari de transport și la avioanele cu viteze mari de venire la aterizare și de rulaj pe pistă (vânătoare și vânătoare-bombardament).
În timpul acvaplanării condițiile de frânare se alterează, distanța de aterizare crește cu 25% la avioanele care au la motoare reversoare de jet și cu 50% la avioanele care nu posedă aceste dispozitive. Coeficientul de frânare al pistelor betonate scade în funcție de gradul lor de umezire: 0,3 pe piste uscate; 0,15 pe piste umede și doar 0,05 pe piste cu condiții de acvaplanare. Deosebit de periculoase pe timpul acvaplanării sunt vântul lateral și tracțiunea asimetrica a motoarelor, ce pot provoca scoaterea laterală a avionului de pe pistă. Din aceasta cauză, în condițiile riscului de acvaplanare, nu se recomandă aterizarea cu un vânt lateral față de axul pistei peste 5 m/s.
2.3 [NUME_REDACTAT] genetice ale ceții se regăsesc în particularitățile circulației generale a atmosferei, suprafeței subiacente active și ale factorilor radiativi. Potrivit acestor determinări și legat de modul în care se produce suprasaturația aerului cu vapori de apă, ceața se împarte în două categorii principale și într-o multitudine de subtipuri:
ceața din interiorul maselor de aer (de evaporare, de radiație, de advecție, advectiv-radiativă, de amestec, adiabatică – de pantă, de vale);
ceața frontală (prefrontală, frontală, postfrontală).
Grosimea stratului de ceață de radiație, favorizată și de viteze ale vântului la sol sub 3 m/s, variază de la câțiva metri până la câteva zeci de metri înăltime. Din zbor există vizibilitatea luminilor terestre, malurilor râurilor și a unor repere proeminente, dar vizibilitatea orizontală și oblică în apropierea solului sunt foarte reduse (sub 100 m).
Ceața de radiație se formează, de obicei, în a doua jumătate a nopții și se risipește sau se transformă în nori joși – Stratus – în prima jumătate a zilei. favorizată de existența unui cer senin nocturn, de un sol umed și de vecinătatea unor bazine mici de apă. Nu se formează în condițiile existenței unor plafoane inferioare.
Ceața de radiație apare aproape instantaneu, sub formă de straturi orizontale, mai dense în apropierea solului și mai subțiri spre înălțime, care nu depășește 200 m, având un caracter local.
Ceața de advecție se dezvoltă în straturi cuprinse între 300 și 1.000 m înălțime de la sol, fiind deplasată de vânt și cuprinzând spații vaste. Deasupra uscatului se formează mai ales în perioadele reci ale anului, ziua și noaptea, menținându-se timp îndelungat. În zona litorală se formează în tot cursul anului, datorită brizelor și poate fi deplasată la distanțe deasupra uscatului.
2.4 Influența ceții asupra activităților aeronautice
Deasupra și în ceața de advecție nu posibil zborul la vedere (VFR), reperele terestre fiind invizibile. Riscul produs de acest fenomen cu atât mai mare cu cât viteza de apariție și de deplasare mai mare, micșorându-se posibilitațile de manevră spațio-temporală, inclusiv aterizarea.
2.5 [NUME_REDACTAT] sinoptice favorabile producerii transportului de zăpadă la sol și la înalțime se regăsesc în zonele cu vânturi puternice din partea posterioară a ciclonilor și de la periferia anticiclonilor, după ce ninsoarea a încetat. Pentru producerea viscolului general, cele mai favorabile situații sinoptice se regăsesc în zonele de interferență cu gradienți barici , create la apropierea ciclonilor activi de anticicloni în dezvoltare. În aceste cazuri, viscolul se produce în fața și pe fronturile atmosferice calde aferente ciclonilor, într-o zonă lată de 100-200 km, precum și pe fronturile reci corespunzătoare și în masele de aer rece instabil din spatele acestora, într-o zonă lată de 10-20 km.
viscolul un fenomen destul de frecvent, care se produce din octombrie și până în aprilie, cu frecvență maximă în lunile ianuarie – februarie. Regiunile cele mai afectate sunt în sudul Moldovei și în estul Barăganului, unde se înregistrează anual peste 6 zile cu viscol.
Condiții favorabile pentru producerea viscolului se creează și în zonele de separație dintre cicloni și anticicloni, unde gradienții barici au valori însemnate. În aceste zone se intensifică vântul care, însoțit de ninsoare, dă naștere unui viscol general intens. Acest fenomen se produce și în cazul în care un ciclon puțin mobil situat deasupra , iar anticiclonul siberian întinde o dorsală ce cuprinde o bună parte din Ucraina și centrul Europei. În general, pe teritoriul României apar viscole datorită evoluției ciclonilor din [NUME_REDACTAT], care se deplasează în zona [NUME_REDACTAT], în special în luna februarie.
La producerea viscolului se constată o convergență a maselor de aer umed și cald de la înălțime, din partea anterioară a ciclonului și transportul de aer rece de la sol, determinat de câmpul anticiclonic. În general, viscolele se produc în fața fronturilor calde sau ocluse calde, după o perioadă de ger și cu un strat de zăpadă uscată. Se mai pot produce în fața fronturilor reci, în cazul ninsorilor intense, iar în partea posterioară a ciclonului se produce transport de zăpadă la sol.
Condiții meteorologice care determină producerea viscolului: vânt moderat sau puternic; temperatură negativă a aerului; ninsoare cu vânt puternic; strat de zăpadă uscată, pufoasă, formată în special pe o pojghiță de gheață.
Condiții sinoptice care determină producerea viscolului: zonele limitrofe între cicloni și anticicloni în intensificare, cu gradienti barici mari și vânturi puternice; talvegurile ciclonilor sudici (mediteraneeni) care se deplasează spre nord și nord-est, din [NUME_REDACTAT] și [NUME_REDACTAT], când anticiclonul siberian întinde o dorsală până în centrul Europei sau un anticiclon care coboară din Groenlanda prin Norvegia, spre centrul Europei; zonele ninsorilor frontale din cicloni care se adâncesc; părțile posterioare ale ciclonilor unde, în masa de aer instabil, pe timp de vânt puternic, apar viscole cu transport de zăpadă la mari înălțimi, dar și averse de ninsoare și viscole obișnuite.
au fost stabilite șapte tipuri de relief baric în contextul cărora se produc viscolele, cele mai multe situații de acest fel (93,6%) aparținând primelor patru tipuri. Câmpurile barice reprezentative pentru acestea sunt prezentate în figurile 15-18.
Fig. 15 – Câmpul baric reprezentativ pentru tipul I de viscol
Fig. 16 – Câmpul baric reprezentativ pentru tipul II de viscol
Fig. 17 – Câmpul baric reprezentativ pentru tipul III de viscol
Fig. 18 – Câmpul baric reprezentativ pentru tipul IV de viscol
2.6 Influența viscolului asupra activităților aeronautice
Complexitatea fenomenului de viscol generează complexitatea influențelor negative pe care le exercită asupra tuturor activităților aeronautice, sub toate aspectele: activități profilactice și de întreținere la sol, precum și activități de zbor propriu-zise.
Proprietățile aerului atmosferic – presiunea, densitatea, temperatura și umezeala – se află în relații puternice de condiționare reciprocă, potrivit legilor fizice ale termohidrodinamicii. Pe timpul viscolului, presiunea și temperatura prezintă variații negative, pe când umezeala aerului variază pozitiv. Odată cu apropierea frontului atmosferic, presiunea scade la sol, mai accentuat în fața fronturilor calde decât a celor reci, cu amplitudini diferite în cele două situații; după trecerea zonei frontale, presiunea scade sau crește lent în spatele fronturilor calde și crește mai accentuat în spatele celor reci. Temperatura la sol are variații negative, pe ansamblu, în întreaga perioadă de viscol; în interiorul acesteia, în funcție de succesiunea fronturilor atmosferice și de felul lor, există variații succesive de semne contrare, dar dominantă advecția rece finală. Umezeala relativă și absolută ale aerului cresc treptat, pe masura apropierii fronturilor atmosferice, fiind maxime pe timpul viscolului, pentru ca apoi, să scadă ușor și să se mențină la valori ridicate pentru mai multe zile.
În condiții concrete de viscol, norii prezenți sunt din genurile Nimbostratus, Stratus și Altostratus, combinația speciilor și varietăților acestora determinând o acoperire totală a bolții cerești, plafoane joase și foarte joase (dificil sau imposibil a fi măsurate instrumental sau estimate vizual din cauza precipitațiilor și vântului puternic) și vizibilități extrem de reduse (din cauza fenomenului în sine, dar și din cauza apropierii accentuate a bazei norilor de suprafața terestră).
[NUME_REDACTAT] au limita inferioară (plafonul) situată între 100 și 300 m, dar aceasta poate să scadă la 50 m și uneori până la sol. Datorită oscilațiilor mari pe distanță mică, zborul la vedere sub plafon este dificil sau imposibil.
În aceste condiții, decolarea și îndeosebi aterizarea, sunt dificile și uneori imposibile. Înălțimea limitei superioare a acestor nori de 500 – 800 m, iar extinderea lor orizontală de câteva sute sau chiar mii de km. În funcție de temperatura aerului, pot conține picături de apă, cristale de gheață sau ambele, în amestec. Dacă temperatura negativă, iar picăturile de apă sunt suprarăcite, apar condiții de givraj, mai ales la partea lor superioară. Vizibilitatea în interiorul lor cuprinsă între 30 și 300 m, iar turbulența slabă și moderată, atât în nori, cât și sub ei. Dau precipitații slabe, cu caracter continuu, sub formă de burniță, zăpadă grăunțoasă sau ace de gheață.
[NUME_REDACTAT] au plafonul situat adeseori sub 2.000 m și se extind până la 7 – 8 km înălțime. Au aspectul unei pânze dense și uniforme, întunecate, din care cad întotdeauna precipitații continue sub formă de ploaie sau ninsoare, fiind nori frontali, prin excelență. La bază sunt formați din picături de apă, în zona mediană din picături de apă suprarăcită și cristale de gheață, iar la partea superioară numai din cristale de gheață. Vizibilitatea în interiorul lor este foarte redusă, adesea sub 50 m. Givrajul este caracteristic acestor nori, de intensitate variabilă, iar turbulența este moderată și puternică, mai ales când în interiorul lor se dezvoltă nori Cumulus congestus sau Cumulonimbus, situație de asemenea caracteristică pentru Nimbostratus.
[NUME_REDACTAT] sunt denși și uniformi, de culoare cenușiu-deschisă și cenușiu-închisă. Au plafonul situat ușor peste 2000 m înalțime și grosime foarte variată, între 1.000 și 5.000 m. Sunt compuși din picături de apă supraracită și cristale de gheață. Vizibilitatea în interiorul lor , în general, de 80 – 100 m. Fiind de natură frontală, întotdeauna produc precipitații continue, sub formă de ploaie, ninsoare sau granule de gheață, care pot să nu atingă solul (virga). Givrajul și turbulența sunt slabe, în general, dar se pot amplifica în condițiile dezvoltării norilor Cumulus congestus și Cumulonimbus în interiorul masei .
În concluzie, dificultățile majore produse navigației aeriene de norii caracteristici situațiilor de viscol, se concretizează în: limitarea sau excluderea orientării vizuale în timpul zborului în nori și sub plafon, dar mai ales în faza de apropiere la aterizare, planare și aterizare, cu efecte periculoase pentru securitatea zborului; deteriorarea aerodinamicii aeronavelor la zborul în nori și sub plafon; perturbarea mijloacelor de radionavigație, comunicație și a unor instrumente de măsură și control de la bord, care pot da indicații eronate. Toate acestea sunt cauzate de nebulozitatea mare, plafonul foarte jos al norilor, precipitațiile pe care le generează, scăderea vizibilității orizontale, oblice și verticale, givraj și turbulență. Toate aceste fenomene sunt legate nemijlocit de activitatea fronturilor atmosferice implicate în geneza și evoluția situațiilor de viscol (calde, reci și ocluse).
În cazul zborului aeronavelor prin zone cu ninsoare, vizibilitatea este mult redusă, în funcție de intensitatea ninsorii: ninsoare slabă: sub 1 – 2 km; ninsoare moderată sau aversă de ninsoare: 200 – 300 m. În aceste condiții, zborul la vedere este mult îngreunat, apărând necesitatea trecerii la zborul instrumental, situație la care contribuie și reducerea substanțtială a contrastului dintre obiectele de pe sol, acoperite de zăpadă. Totodată, ninsoarea puternică poate pătrunde în unele compartimente ale aeronavelor, producând deteriorarea izolației, blocarea sistemelor cinematice, etc.
În condiții de viscol, vântul suflă puternic și în rafale, cu viteze ce pot atinge 20 – 25 m/s (70 – 90 km/h), dar și 30 – 35 m/s uneori (110 – 130 km/h), situații în care decolarea și aterizarea nu sunt posibile, nici zborul aeronavelor în stratul de aer și în zonele afectate de acest fenomen.
Dacă aeronavele aflate în zbor au posibilitatea de a evita sau de a ieși relativ rapid și fără urmări din sectoarele spațiului aerian afectate de viscol, aeroporturile și aerodromurile de plecare sau de destinație, expuse acestui risc climatic, nu se pot sustrage rigorilor condițiilor atmosferice și aspectelor de vreme nefavorabilă create de acest fenomen.
Pe timpul viscolului și după încetarea acestuia, până la definitivarea operațiunilor de înlăturare a efectelor sale, sunt afectate, chiar scoase din starea de operativitate (indisponibilizate), în proporții diferite, clădirile, hangarele, sistemele de conducere și dirijare a zborurilor, sistemele de comunicații, instalațiile energetice și de balizaj, pistele de decolare – aterizare, căile de acces și de rulare, aeronavele și tehnica de la sol (mijloace de transport și de intervenție, autospeciale, agregate și dispozitive, aparatura meteorologică).
Efectul imediat al fenomenului de viscol se concretizează prin depunerile masive de zăpadă, în general și prin troienirea acesteia în zona obstacolelor de pe sol, potrivit direcției dominante a vântului, în special. Astfel, căile de acces, pistele și bretelele de rulaj din infrastructurile aeroportuare sunt înzăpezite, blocate parțial sau total. De asemenea, sunt înzăpezite spațiile de parcare a aeronavelor și locurile de dispunere a altor categorii de tehnică de la sol. Numai acest efect negativ al viscolului suficient pentru a face indisponibil un aeroport sau aerodrom.
Deoarece construcțiile aeroportuare și îndeosebi hangarele beneficiază de structuri consolidate în mod special, efectul acumulărilor de zăpadă pe părțile lor superioare, chiar și în zonele cu ninsori mai abundente și strat de zăpadă persistent, nu este semnificativ în comparație cu limitarea sau blocarea accesului către acestea din cauza înzăpezirilor.
Deși majoritatea căilor de transport energetic sunt dispuse subteran și există surse energetice autonome, conductorii aerieni și cablurile aeriene de altă natură sunt afectate mai ales dacă viscolul debutează cu căderi de zăpadă umedă, lapoviță sau ploaie care, prin îngheț și acumulare, pot produce ruperea acestora prin sporirea tensiunilor la care sunt supuse, datorită creșterii greutății lor și a vântului puternic, în rafale. Astfel, se pot produce avarii la instalațiile energetice și la sistemele de comunicații, precum și la instalațiile de balizaj și semnalizare din zona aeroportuară (zona de aerodrom).
Sistemele de conducere și dirijare a zborului, de protecție și asistență tehnică a navigației aeriene de la sol – sisteme radar integrate sau independente, sisteme de dirijare la aterizare, radare pentru apropierea de precizie, radiolocatoare, radare meteorologice, radiogoniometre, radiofaruri și radiobalize terestre, stații de radiolegatură, sisteme de armament pentru apărarea antiaeriană și conducerea centralizată a focului – pot fi afectate în funcționare mai ales prin givrarea antenelor din domeniul undelor ultrascurte, în situațiile în care natura și intensitatea depunerilor depășesc capacitatea dispozitivelor de degivrare. Aceste situații pot perturba activitatea de coordonare și dirijare a traficului aerian din sectorul spațiului aerian aflat în responsabilitatea organului de control de aeroport din zonă.
In domeniul protecției și informării navigației aeriene, printre aparatura și dispozitivele instalate la sol și afectate de viscol, sunt și cele care servesc asigurării meteorologice a zborurilor aviației civile și militare. Din cauza vântului puternic și căderilor masive de zăpadă, înzăpezirii și troienirii parcurilor meteorologice, precum și datorită givrajului, pot apare disfuncționalități, întreruperi în funcționare, furnizări de date eronate sau avarii la instrumentele electrice, mecanice și electrono – optice de măsurare și indicare a vizibilității, înălțimii norilor, direcției și vitezei vântului, temperaturii aerului și a umezelii relative, presiunii și cantității de precipitații, la receptoarele radio specializate.
Figurile 19-20 redau succint situația unui viscol de tipul II produsă în ziua de 12.02.2007.
Fig. 19 – Analiza sinoptică de sol și câmpul nebulozității – 12.02.2007; 03:00 UTC
Fig. 20 – [NUME_REDACTAT] – 12.02.2007; 06:00 UTC
2.7 [NUME_REDACTAT] dezvoltarea fenomenelor orajoase este necesar ca în atmosferă să se creeze o stare de instabilitate, iar aerul cald și umed, sub acțiunea unui impuls puternic, să fie forțat să se ridice repede deasupra nivelului de condensare. După natura acestui impuls, orajele se clasifică în: oraje de insolație (termice, locale), oraje frontale și oraje orografice.
Orajele locale se produc prin impulsul aerului cald și umed, provocat de curenții de convecție formați de încălzirea prin insolație a suprafeței terestre. Pe lângă acești curenți turbionari verticali, o importanță deosebită au și curenții turbionari orizontali, așa cum schematizat în figurile 21-24.
Pe uscat, frecvența maximă a acestor oraje se produce vara, după-amiaza, iar pe mare, iarna. Aceste oraje se dezvoltă și se sting aproape în același loc; apar dezordonat sau încep într-un focar și apoi se propagă în împrejurimi. Când se deplasează peste suprafețe fără vegetație, se întețesc, iar când trec peste suprafețe mai reci (lacuri, râuri, păduri), slăbesc sau dispar.
Orajele frontale se produc datorită activității frontale, unde aerul cald forțat să se ridice deasupra aerului rece. Aceste oraje se produc în orice anotimp, ziua sau noaptea; nu au caracter local, ci urmează o linie continuă pe distanțe .
Fenomennul orajos termic se extinde, în general, pe lungimi de 30-35 km și lățimi de 10-15 km, acest areal conținând câte 4-6 celule independente și turbulente, fiecare înconjurată de un brâu neturbulent cu nori de diferite tipuri, cu lărgimea de 1-2 km.
Structura celulelor nu similară. Unele constau numai din curenți ascendenți, altele numai din curenți descendenți, iar uneori din ambele categorii de curenți. Organizarea spațială și evoluția temporală a celulelor orajoase se regăsește în figurile 25-36.
Precipitațiile și celelalte fenomene caracteristice urmează aranjarea spațială a celulelor și reflectă stadiile dezvoltării lor. Ciclul viții unei celule corespunde cu cel al norului Cumulonimbus format prin convecție termică: stadiul Cumulus, stadiul matur și stadiul de disipare.
Fig. 21 – Evoluția vorticității orizontale și verticale în dezvoltarea norilor convectivi (a)
(adaptată și prelucrată după L. R. Lemon, 1993)
Fig. 22 – Evoluția vorticității orizontale și verticale în dezvoltarea norilor convectivi (b) (adaptată și prelucrată după L. R. Lemon, 1993)
Fig. 23 – Evoluția vorticității orizontale și verticale în dezvoltarea norilor convectivi (c) (adaptată și prelucrată după L. R. Lemon, 1993)
Fig. 24 – Efectul convecției asupra profilului vertical al vântului
(adaptată și prelucrată după L. R. Lemon, 1993)
În primul stadiu, 2-3 nori Cumulus pot crește astfel încât să formeze o celulă orajoasă cu diametrul de 2-5 km și cu vârful nedepășind 5.000 m.
În stadiul matur celula orajoasă conține, la nivelul inferior, un curent ascendent pronunțat, adiacent cu cel descendent. Ploaia de la sol asociată, mai ales, cu curentul descendent al celulei. Datorită răcirii puternice a aerului de sub nori, produsă de evaporarea picăturilor de ploaie, curentul descendent devine un curent de aer rece, care cade pe sol ca o cascadă și se împrăștie lateral în toate direcțiile. Toate fenomenele observate de la sol, legate de oraje (ploi torențiale, vânturi în rafale, vijelii, creșterea umezelii aerului, mersul neregulat al temperaturii și presiunii aerului), sunt asociate cu acești curenți descendenți.
Fig. 25 – Evoluția temporală a celulelor individuale în complexul nebulos multicelular de furtună (secțiune verticală)
(adaptate și prelucrate după L. R. Lemon, 1993)
Fig.26 – Structura curenților de aer și a precipitațiilor ( secțiune verticală – a):
a) microcelulă de furtună b) celulă dezvoltată sau structură multicelulară
(adaptate și prelucrate după L. R. Lemon, 1993)
Fig. 27 – Structura curenților de aer și a precipitațiilor (secțiune verticală – b):
a) microcelulă de furtună: b) celulă dezvoltată, supercelulă sau structură
averse slabe multicelulară: averse puternice
(adaptate și prelucrate după L. R. Lemon, 1993)
Fig. 28 – Structura curenților de aer în norul de furtună slabă – moderată
(secțiune verticală și orizontală)
(adaptate și prelucrate după L. R. Lemon, 1993)
Fig. 29 – Structura curenților de aer în norul de furtună puternică și intensă (severă) (secțiune verticală și orizontală)
(adaptate și prelucrate după L. R. Lemon, 1993)
În stadiul disipativ, în întreaga celulă orajoasă predomină curenții descendenți, care continuă atâta timp cât durează ploaia. Formarea „nicovalei” la vârful norului Cumulonimbus arată că acesta a ajuns la dezvoltarea maximă, după care începe procesul de disipare. Odată cu diminuarea ploii slăbesc și curenții descendenți, iar norul se fragmentează, începând de la partea inferioară.
Fig. 29 – Structura nebuloasă multicelulară de furtună izolată
(secțiune verticală și orizontală) (adaptată și prelucrată după L. R. Lemon, 1993)
Fig. 30 – Structura nebuloasă de furtună generatoare de tornade (secțiune orizontală) (adaptată și prelucrată după L. R. Lemon, 1993)
Fig. 31 – Structura verticală a supercelulei de furtună clasice
(adaptată și prelucrată după L. R. Lemon, 1993)
Fig.32 – Structura orizontală a supercelulei de furtună clasice
(adaptată și prelucrată după L. R. Lemon, 1993)
Fig. 33 – Structura verticală a supercelulei de furtună cu precipitații puternice (adaptată și prelucrată după L. R. Lemon, 1993)
Fig. 34 – Structura orizontală a supercelulei de furtună cu precipitații puternice (adaptată și prelucrată după L. R. Lemon, 1993)
Fig. 35 – Structura verticală a supercelulei de furtună cu precipitații slabe
(adaptată și prelucrată după L. R. Lemon, 1993)
Fig. 36 – Structura orizontală a supercelulei de furtună cu precipitații slabe
(adaptată și prelucrată după L. R. Lemon, 1993)
[NUME_REDACTAT] originea multor nori ce apar în partea posterioară a maselor de nori orajoși. Porțiunile mai înalte pot forma nori Cirrus spissatus denși, iar porțiunile inferioare pot forma nori Altocumulus și Stratocumulus în straturi groase.
Picăturile de ploaie, fulgii de zăpadă, grindina, în căderea lor spre sol, transportă și sarcini electrice. Interacțiunea lor sau împrejurările în care se pot grupa sau separa, determină fenomenele electrice observate la sol sau în atmosfera liberă. Electrizarea picăturilor de apă sau a fulgilor de zăpadă se produce în nori; în interiorul aceluiași nor există spații în care se pot concentra sarcini electrice de semne diferite.
Sarcinile electrice dintr-un nor orajos determină, în interiorul și în exteriorul lui, formarea unor câmpuri electrice intense. Diferențele de potențial fac ca, între porțiuni separate din același nor sau între nori, să se producă o neutralizare a sarcinilor de sens opus, prin descărcări electrice luminoase, observate sub formă de fulger. Descărcarea electrică prin neutralizarea sarcinilor de sens opus între nor și sol – sau obiecte de la sol – observată sub formă de trăznet.
Teoriile asupra formării sarcinilor electrice în norii orajoși se bazează pe efectul , conform căruia, când o șuviță de apă lovește un obstacol, picăturile rezultate se încarcă cu electricitate pozitivă, iar obstacolul cu electricitate negativă. În cazul norilor orajoși, ori de câte ori o picătură mai mare de apă se fragmentează în picături mai mici, se produce o separare a sarcinilor electrice din picătura inițială, astfel încât picăturile rezultate se încarcă pozitiv, iar aerul înconjurător negativ.
Fragmentarea picăturilor de apă are loc în mod curent în norii orajoși în care predomină curenții ascendenți puternici. Procesul se produce mai ales în anotimpul cald, când viteza curenților de convecție și diametrul picăturilor de apă sunt .
Teoriile bazate pe efectul nu explică electrizarea cristalelor de gheață, prezente întotdeauna în norii orajoși. Astfel, pentru explicarea completă a electricității norilor orajoși, trebuie considerat și faptul că, în căderea prin nor, cristalele de gheață poartă sarcini electrice negative, în timp ce aerul antrenat de curentul ascendent, împreună cu particulele rezultate din sfărâmarea cristalelor de gheață prin frecare, poartă sarcini electrice pozitive. Aceste sarcini pozitive se fixează apoi pe particulele solide sau lichide din nor, transportând electricitatea pozitivă până la vârful lui.
Într-un nor orajos distribuția sarcinilor electrice rezultă din două procese diferite: unul asociat cu prezența cristalelor de gheață și limitat spre partea superioară, unde temperatura e mult sub 0C (zona principală cu sarcini pozitive) și altul asociat cu predominanța picăturilor de apă de la baza norului, unde temperatura este peste 0C (zona locală cu sarcini pozitive, înconjurată de regiunea cu sarcini negative – care se extinde în partea centrală a norului, unde temperaturile sunt puțin sub 0C). de remarcat că zona locală cu sarcini pozitive de la baza norului are o extindere orizontală mică și plasată în centrul zonei de precipitații și fulgere.
De obicei, fulgerele sunt liniare, fiind formate din fascicule de benzi subțiri și strălucitoare, uneori ramificate sau sinuoase, care se succed la intervale de sutimi (miimi) de secundă. Lungimea benzii vizibile a fulgerului liniar este de 2-3 km, mai rar de 15-20 km, iar lățimea de 15-40 cm.
Impulsul necesar producerii fulgerului dat de o descărcare electrică inițială slabă, numită leader, care înaintează lent și se ramifică în aerul insuficient ionizat. Partea din față a acestei descărcări inițiale se propagă treptat, prin impulsuri intermitente, ionizează aerul și pregătește descărcarea principală a fulgerului, formată dintr-o serie de predescărcări la intervale scurte. Prima predescărcare pornește dintr-un punct al norului și înaintează cu o viteză de 10-20 km/s pe o distanță scurtă, de aproximativ 50 m, după care dispare. După o pauză de 50-100 μs, din locul opririi primei predescărcări începe a doua, care merge mai departe, apoi dispare. Acest fenomen se repetă pe parcursul întregului canal al fulgerului. Totalitatea descărcărilor formează o descărcare progresivă care, din cauza vitezei de propagare, observată ca o bandă luminoasă continuă. Ramificațiile care se formează în timpul predescărcărilor se datorează faptului că noua descărcare, din locul unde s-a oprit anterioara, pornește într-o direcție diferită.
Trăznetele sunt formate din 1-5 impulsuri care se succed la intervale de 0,02-0,7 secunde, în trei faze (progresivă, de întoarcere și a descărcărilor ulterioare) cu o durată medie totală de 0,2 secunde.
În faza progresivă, se pregătește canalul principal al fulgerului, în mod identic cu impulsul care produce fulgerul. Dintr-un punct situat în apropierea bazei norului, încărcat cu electricitate negativă, prin impulsuri separate, sarcinile negative își fac drum către suprafața terestră. Pe vechiul canal străpuns de leader, se succed fără întrerupere impulsurile următoare, mai scurte. Leader-ul caută să unească, printr-un canal de aer ionizat, regiunea de concentrare a sarcinilor negative din nor cu suprafața terestră.
În faza de întoarcere, capătul leader-ului ajunge la sol. Prin influență, la suprafața solului și mai ales pe obiecte înalte și ascuțite, se acumulează sarcini electrice pozitive care, în tendința de a neutraliza sarcinile negative, se ridică pe canalul creat de leader spre nor. Când întregul canal închis, se produce o neutralizare violentă a sarcinilor negative din nor cu cele pozitive induse de la sol, astfel încât sarcinile negative ale leader-ului sunt descărcate instantaneu la pământ. Această neutralizare produce descărcarea electrică principală, îndreptată de la sol către nor (trăznetul propriu-zis). Scânteia electrică produsă se întinde pe parcursul întregului canal, foarte puternică și luminoasă, strălucirea ei fiind mai intensă la sol și descrescând cu înălțimea.
În faza descărcărilor ulterioare, din părțile mai îndepărtate ale norului încep să se scurgă alte sarcini electrice negative, iar din nor se propagă un alt leader, care urmează drumul precedentului, în vechiul canal aerul fiind încă ionizat.
Tunetele sunt zgomotele (bubuiturile) care însoțesc descărcările electrice – fulgere sau trăznete – rezultate din încălzirea și dilatarea aerului pe canalul de propagare până la 10.000C, urmată de contractarea și răcirea bruscă ulterioară, cu scăderea corespunzătoare a presiunii.
Evoluția fenomenelor orajoase determină variații în mersul tuturor elementelor meteorologice, cu o intensitate dependentă de gradul lor de dezvoltare.
Pentru navigația aeriană, cele mai periculoase variații de acest fel sunt legate de intensificările bruște și în rafale a vântului, rotirea direcției vântului în intervale scurte; viteze mari ale curenților verticali, cu sens opus și pe distanțe mici; scăderea plafonului norilor și a vizibilității orizontale și verticale; producerea averselor de ploaie și/sau grindină; producerea givrajului și turbulenței în norii orajoși și în preajma lor; apariția spațiilor puternic ionizate în atmosferă; producerea descărcărilor electrice.
Curenții verticali produși în interiorul și în imediata vecinătate a norilor orajoși, cu viteze care pot depăși 30-35 m/s, pot provoca pierderi instantanee a înălțimii de zbor a aeronavelor de 700-800 m sau creșteri bruște de 1.000-1.200 m, în funcție de suprafața portantă și viteza de zbor. Șocurile care se exercită asupra aeronavelor, deosebit de puternice și inegale, nu pot fi suportate de avioane ușoare și elicoptere. Suprasarcinile la care sunt supuse structurile respective depind de forța, frecvența și succesiunea manifestării curenților de aer, precum și de particularitățile aerodinamice ale aeronavelor.
Intensitatea curenților descendenți maximă în stadiul de Cumulonimbus matur, la înălțimi de 3.000 – 6.000 m și mult mai mică la baza norului sau sub el.
2.8 Influența orajelor asupra activităților aeronautice
Pe timpul zborului în norii orajoși, instrumentele barometrice de la bord – mai ales altimetrul și variometrul – pot da indicații eronate, ca urmare a variațiilor rapide și mari ale presiunii atmosferice, iar indicațile vitezometrului pot fi cu 100-120 km/h mai mici decât viteza reală, datorită blocării parțiale, de către precipitații, a orificiului de captare a presiunii dinamice al tubului Pitot.
Cele mai puternice descărcări electrice se produc, de obicei, spre sfârșitul primăverii și se întâlnesc la înălțimi cuprinse între 1.500 și 3.000 m, când temperatura aerului înconjurător are valori între 0C și -10C; se pot constata până la 10-15 descărcări electrice pe secundă.
Undele de șoc și câmpurile electrice provocate de descărcări pot produce scoaterea din funcțiune a unor aparate de bord, în primul rând a aparaturii radioelectronice, dar și a vitezometrelor și compasurilor magnetice, precum și deteriorarea antenelor din materiale dielectrice. În cazuri rare, descărcările electrice pot pătrunde în interiorul aeronavelor.
2.9 [NUME_REDACTAT] constă în depunerea unui strat de gheață pe profilurile aerodinamice ale aeronavelor, pe timpul zborului în nori sau sub nori, precum și în zone cu precipitații (ploaie, ninsoare) sau ceață, îndeosebi la temperaturi cuprinse între 0 și -10 grade C. Cu toate progresele tehnice realizate în construcția de aeronave, givrajul ramâne unul dintre fenomenele meteorologice care influențează în cel mai înalt grad securitatea navigației aeriene, deoarece apare la toate tipurile de avioane și elicoptere, inclusiv la cele supersonice (la acestea din urmă, mai ales în fazele de decolare și aterizare cu spargerea plafonului de nori).
Intensitatea givrajului se caracterizează prin grosimea stratului de gheață ce se depune pe profilurile aerodinamice ale aeronavelor în unitatea de timp și este influențată de următorii factori: condițiile sinoptice, existența norilor la înălțimea de zbor, conținutul de apă al norilor, dimensiunea picăturilor de apă și acelor de gheață din nori, cantitatea precipitațiilor care cad pe unitatea de suprafață în unitatea de timp, timpul de îngheț a picăturilor de apă, particularitățile aerodinamice ale profilurilor aeronavelor, viteza de zbor și, în mod deosebit, temperatura aerului.
Givrajul se formează în sistemele noroase ale fronturilor atmosferice și în norii din interiorul maselor de aer, constituiți din picături de apă supraracită: Stratus, Stratocumulus, Altocumulus, Nimbostratus, Altostratus, Cumulus congestus și Cumulonimbus. Lățimea zonei cu ploi suprarăcite și (sau) ninsoare din fața fronturilor calde de 100 – 200 km, iar în interiorul ei, probabilitatea de givrare depășește 70%. În sistemele noroase ale fronturilor reci de ordinul I și II, condițiile de givraj sunt asemănătoare, cu probabilități de peste 85%. De regulă, iarna, givrajul puternic se formează până la altitudinea de 3000 m.
2.10 Influența givrajului asupra activităților aeronautice
Pentru avioanele cu viteze mici de zbor, cuprinse între 100 și 500 km/h, la temperaturi sub -5ºC, intensitatea givrajului crește odată cu creșterea vitezei de zbor, a cantității picăturilor de apă supraracită din nori sau a intensității precipitațiilor din zona de zbor.
La avioanele de mare viteză, probabilitatea formării givrajului scăzută, cu excepția fazelor de decolare, cu luarea înălțimii de zbor și de coborâre pe panta de aterizare, când vitezele sunt cuprinse între 200 și 400 km/h.
Givrajul înrăutățește considerabil calitățile aerodinamice și caracteristicile de zbor ale aeronavelor, ceea ce influențează asupra tehnicii de pilotaj și finalității zborului. Efectele sale se concretizează în modificarea formei aerodinamice a profilurilor, creșterea rezistenței la înaintare, scăderea forței portante, creșterea masei avionului, creșterea tracțiunii necesare și scăderea tracțiunii excedentare.
Givrarea planurilor și ampenajelor poate duce la creșterea rezistenței la înaintare cu 70 – 80%, ceea ce determină: scăderea vitezei verticale, plafonului și vitezei maxime de zbor; creșterea consumului de combustibil; deteriorarea calităților manevriere și parametrilor de aterizare.
La viteze mici de zbor, îndeosebi la aterizare, givrajul micșorează unghiurile de atac ale aripii și ampenajelor, modifică centrarea avionului și provoacă momente de cabraj și de picaj. Depunerea stratului de gheață modifică profilul aerodinamic al avionului și schimbă în acest fel caracterul curgerii fileurilor de aer; ca urmare, apar forțe suplimentare ce provoacă vibrația consolelor aripii și ampenajelor.
Avioanele echipate cu motoare cu piston își expun givrajului aripile, ampenajele, cabinele și sistemele de absorbție ale carburatoarelor, în principal. Givrajul aripilor și palelor elicelor de la avioanele cu motoare cu piston și cu motoare turboreactive, micșorează randamentul acestora până la 25%. Givrarea instalațiilor de forță la avioanele subsonice, duce la scăderea consumului de combustibil, ceea ce atrage scăderea tracțiunii motoarelor cu 20 – 30% și supraîncălzirea turbinei, care provoacă fenomenul de pompaj și trepidații la motoare. În cazul givrării motoarelor cu reacție, sub acțiunea vibrațiilor și a curgerii fileurilor de aer, gheața depusă poate fi aruncată pe căile de admisie ale motoarelor; pot fi deformate și deteriorate paletele compresoarelor sau alte elemente, situații care impun înlocuirea motoarelor respective. La avioanele reactive, givrajul se mai poate forma pe bordul de admisie al prizelor de aer, jamba de față, coiful compresorului și paletele primei trepte de compresie, țevile tunurilor și mitralierelor, ecranul de protecție al fotomitralierei, lentila optică a radiolocatorului de bord.
Periculozitatea givrajului constă și în depunerea gheții pe tubul Pitot, ceea ce determină indicații eronate sau scoaterea din funcțiune a unor instrumente și aparate de bord (vitezometre, variometre, altimetre). Totodată, givrarea antenelor mărește bruiajul și înrăutățește sau întrerupe legăturile radio, iar la unele avioane poate scoate din funcțiune radiocompasul.
Tot în fazele de zbor cu viteză mică și la înălțime mică, îndeosebi în timpul planării și aterizării, deosebit de periculoasă givrarea cupolei cabinei de pilotaj (a parbrizului, la unele avioane), ceea ce reduce sau anulează vizibilitatea pilotului sau echipajului.
Comparativ cu avioanele, elicopterele sunt mult mai sensibile la fenomenul de givraj, în primul rând datorită vitezelor mai mici, atât în zbor orizontal, cât și în zbor vertical. Sunt expuse givrajului palele elicelor portante și de coadă (anticuplu), butucul rotorului portant și detaliile de comandă ale elicei portante, cabina, stabilizatorul, trenul de aterizare, antenele, tubul Pitot, iar la elicopterele turboreactive și bordurile prizelor de admisie a aerului la motor.
Givrarea elicei portante deosebit de periculoasă, întrucât denaturează profilul elicopterului și înrăutățește calitățile sale aerodinamice. La turaj constant, intensitatea givrajului pe palele acestor elice depinde de conținutul de apă din nori, dimensiunile picăturilor de apă suprarăcită și temperatura aerului. La o temperatură în nori între -1º și -2ºC, givrajul se depune pe palele elicei portante pe o distanță de 4 m, de la axa de rotație spre exterior; la -5, -6ºC pe o distanță de 7 m; la -9º, -10ºC pe o distanță de 9 m; la -13ºC pe o distanță de 10,5 m.
Aeronavele și celelalte categorii de tehnică (auto, autospeciale, agregate) de la sol suportă pe timpul precipitațiilor depuneri de zăpadă umedă, lapoviță sau picaturi supraracite de apă care îngheață, toate acestea constituind fenomenul de givraj la sol. La aeronave, acest tip de givraj se formează pe partea superioară a planurilor, fuselajului și ampenajului, precum și pe cupola cabinei. În acest caz, calitățile aerodinamice ale aeronavelor se deteriorează foarte mult datorită asperităților stratului de gheață, fapt ce duce la mărirea rezistenței la înaintare. Totodată, se mărește considerabil greutatea aeronavelor aflate în această situație; un strat de gheață cu grosime de 5 mm, depus pe o suprafață de 100 mp, cântărește 400 – 450 kg.
2.11 [NUME_REDACTAT] din atmosferă, fiind un mediu mobil, numai rareori mișcările lui sunt regulate (laminare) și liniștite. De obicei, în atmosferă au loc mișcări dezordonate (turbulente), caracterizate prin ascendențe și descendențe ale aerului; schimbarea bruscă a direcției și vitezei curentului de aer duce la formarea de vârtejuri dezordonate. Mișcările turbulente – turbulența aerului – se manifestă prin șocuri dese și mărunte (scuturături) asupra aeronavelor aflate în zbor, care se succed la intervale diferite.
Factorii principali care produc turbulența atmosferică sunt: neregularitatea suprafeței terestre, încălzirea neuniformă a suprafeței terestre, distribuția neuniformă a temperaturii aerului în atmosferă, fronturile atmosferice, contrastele termice dintre mase de aer diferite, anumite direcții și viteze ale vântului, curenții-jet. Câțiva dintre acești factori acționează împreună pentru producerea turbulenței, îndeosebi în straturile de aer de lângă sol (1 – 2 km înălțime).
Zonele turbulente întâlnite pe timpul zborurilor cuprind, în majoritatea cazurilor, regiuni limitate; straturile de aer turbulente au o grosime de 300 – 600 m, cu o extindere orizontală de 60 – 80 km, în general. Cu cât turbulența mai intensă, cu atât extinderea și grosimea straturilor turbulente de aer sunt mai mici.
După condițiile de formare, turbulența atmosferică se clasifică în: turbulența termică, turbulența dinamică și turbulența orografică (în zonele de munte).
În anotimpul de iarnă, stratului de aer până la înălțimea de 1 – 1,5 km (stratul de frecare), îi caracteristică turbulența dinamică (mecanică). rezultatul vârtejurilor produse în deplasarea curentului general de aer, intensitatea ei crescând odată cu intensificarea vântului, cu mărirea asperităților solului și cu instabilitatea aerului. Urmarea mișcărilor turbulente vântul în rafale, care se intensifică mult în zonele frontale, unde turbulența devine foarte puternică.
2.12 Influența turbulenței asupra activităților aeronautice
Acționând asupra aeronavelor aflate în zbor, mișcările turbulente scot din echilibru forțele și momentele aerodinamice, situație care provoacă schimbarea unghiului de atac și, implicit, creșteri și descreșteri succesive, rapide, ale portanței. Apar astfel accelerații verticale și, ca urmare, forțe de inerție care tind să echilibreze diferența dintre portanța și greutatea avionului (suprasarcina). Creșterea suprasarcinii datorate turbulenței proporțională cu componenta verticală a vitezei vântului și cu viteza avionului; invers proportională cu greutatea avionului.
Ca urmare a scuturăturilor se înrăutățește confortul pasagerilor și al echipajului, se complică pilotarea, pot apărea avarii în structura aeronavelor și sunt posibile pierderi substanțiale de înălțime. Semnificativ faptul că variometrul dă indicații eronate în aceste situații.
Datorită faptului că formarea lor determinată de mișcările ascendente ale aerului, cele mai frecvente cazuri de turbulență se întâlnesc în nori, mai ales în cei tipici fronturilor calde, reci și ocluse: Nimbostratus, Altostratus, Cirrostratus, Cumulus congestus, Cumulonimbus, Altocumulus, Cirrus, dar și în Stratus ai maselor de aer stabile. Deosebit de periculoasă, ca și în cazul givrajului, situația mascării norilor de formație verticală în masele de nori Nimbostratus.
2.13 Studiu de caz: catastrofa de aviație de la Baza 57 Aeriană din data de 07.04.2003
În ziua de 07.04.2003 elicopterul IAR-330H (Puma) nr. 104, aflat în zbor de înapoiere la aerodrom, pe traiectul Borcea – [NUME_REDACTAT], în apropierea localității Castelu (12 km sud-vest de aerodrom), a intrat într-o evoluție necontrolată care a condus la impactul elicopterului cu solul și a avut ca urmări decesul celor trei membri ai echipajului și distrugerea completă a elicopterului.
2.13.1 Situația meteorologică în
În ziua de 07.04.2004, orele 14:00-15:00 (perioada de referință), zona geografică a României s-a aflat sub influența unei mase de aer rece, cu un câmp baric slab organizat spațial, având valori cuprinse între 1005 mb în Moldova și 1011 mb în vestul țării, situat la interferența unui ciclon centrat în [NUME_REDACTAT] și a unui ciclon care evolua în sud-estul extrem al continentului (Italia-Grecia-Turcia), așa cum rezultă din figurile 37-38 (hărțile sinoptice de sol Europa din 07.04.2003, ora 15:00).
În aceste condiții, în țară cerul a fost acoperit 7-10/10 în cea mai mare parte a teritoriului, cu nori Stratus, Stratocumulus, Cumulus și Altocumulus, local Cumulonimbus în zonele sudice, la plafoane cuprinse între 600 și 1000 m, local mai coborâte în sud-estul teritoriului, la 180-300 m, după cum se poate observa în figura 39 (harta de sol România din 07.04.2003, ora 14:25).
Fig. 37 – Analiza sinoptică de sol Europa (DWD ) – 07.04.2007; 15:00 LT
Fig. 38 – Analiza sinoptică de sol Europa (USAFE-OWS Sembach) – 07.04.2007; 15:00 LT
Fig. 39 – Harta de sol România – 07.04.2007; 14:25 LT
În această perioadă s-au produs precipitații locale sub formă de ninsoare în regiunile sud-vestice, sudice și sud-estice ale țării, determinate de pulsațiile succesive către nord și nord-est a nebulozității generate de evoluția frontului atmosferic din ciclonul sud-est european menționat anterior (figurile 40-42).
Fig. 40 – Imagine radar -rata precipitațiilor – 07.04.207; 14:20
Fig. 4] – Imagine radar -vârfurile norilor – 07.04.2007; 14:20 LT
Fig. 42 – Imagine METEOSAT IR – 07.04.2007; 14:30 LT
Vizibilitatea atmosferei a avut valori de 10 km, în general și izolat de 4-5 km în arealele cu precipitații din sudul și sud-estul țării.
Vântul a suflat din sector predominant sudic, în sudul și estul teritoriului și din sector nord-vestic și vestic, în vestul și centrul țării, cu viteze de 4-7 m/s.
Temperatura aerului avea valori cuprinse între 1 și 6 grade C în sud-est și între 2 și 5 grade C în celelalte regiuni, mai scăzute în regiunile montane până la -7 grade C.
2.13.2 Situația meteorologică în arealul aerodromului
În perioada de referință, condițiile meteorologice la aerodrom și în arealul adiacent au fost caracterizate prin următoarele elemente și valori ale acestora:
nebulozitate parțială: 5-8/10, cu nori Stratus, Stratus pannus și Stratocumulus;
nebulozitate totală: 10/10, incluzând și nori Altostratus și Nimbostratus;
plafonul norilor inferiori: 300-180 m;
fenomene: ninsoare;
vizibilitate orizontală: 5-4 km;
vântul la sol: din sector sud-estic și sudic, cu viteze de 3-4 m/s;
temperatura aerului: 2-4 grade C;
presiunea atmosferică: 1008-1010 mb.
2.13.3 Concluzii privind cauzele producerii catastrofei
Deși nu au fost observate, înregistrate sau raportate fenomene meteorologice care să afecteze securitatea zborului la aerodrom și în zona de interes, din analiza hărților meteorologice de sol, a structurii verticale a atmosferei, a imaginilor radar și satelit din intervalul orar 11:00 – 15:00 din ziua de 07.04.2003, precum și a declarațiilor martorilor oculari, a rezultat existența unor nuclee de nori Cumulonimbus cu mică extindere orizontală (1-2 km) și verticală (3-5 km), mascați în interiorul sistemului nebulos Stratus-Nimbostratus-Altostratus, care au creat posibilitatea producerii unor averse locale și temporare de ninsoare, acestea din urmă putând avea ca efect, în areale restrânse și pe perioade scurte de timp, următoarele condiții meteorologice nefavorabile zborului:
reducerea vizibilității orizontale la 2-1 km și chiar sub 1 km;
coborârea plafonului norilor la 150-100 m;
givraj slab până la moderat în ninsoare;
variații ale direcției vântului la sol și în altitudine, asociate cu intensificări temporare ale vitezei vântului cu 5-8 m/s și turbulență, având în vedere rotirea direcției vântului cu înălțimea, din sud – sud-est (la sol) către est (la înălțimea de aproximativ 300 m), precum și creșterea vitezei vântului cu înălțimea, de la 3-4 m/s (la sol) la 10 m/s (la înălțimea de aproximativ 150 m), așa cum rezultă din figura 43 (secțiune verticală în atmosferă pe traiectul Alexeni-Constanța, în ziua de 07.04.2003, ora 15:00).
Fig.43 – Secțiune verticală în atmosferă pe traiectul Alexeni – Cconstanța
(GRID ) – 07.04.2007; 15:00 LT
Cu toate că aceste fenomene de risc nu pot fi puse în evidență în mod obiectiv, fiind estimate calitativ și cantitativ, concluzia comisiei de investigare a fost aceea că starea vremii din arealul și din perioada de referință a reprezentat un factor determinant în producerea catastrofei de aviație, constituindu-se într-un complex de condiții meteorologice nefavorabile zborului (vizibilitate redusă, plafon scăzut, givrarea cabinei și a rotorului portant la temperaturi pozitive, vânt în rafale și turbulență) care a deteriorat grav aerodinamica elicopterului și a făcut imposibilă pilotarea acestuia.
3. ELEMENTE METEOROLOGICE
ȘI ASUPRA
MIHAIL KOGĂLNICEANU
Elementele care definesc starea reală și prevăzută a atmosferei – temperatura, presiunea și umezeala aerului, nebulozitatea (gradul de acoperire cu nori a bolții cerești), plafonul norilor (limita inferioară), grosimea și limita superioară a norilor sau a straturilor de nori, vizibilitatea, vântul la sol și în altitudine – prezintă evoluții caracteristice, care pot fi prognozate în cea mai mare masură, pe timpul desfășurării diferitelor fenomene meteorologice, mai mult sau mai puțin periculoase pentru securitatea navigației aeriene.
3.1 Influența presiunii aerului asupra zborului
Presiunea aerului atmosferic, direct proporțională cu densitatea sa, influențează nemijlocit portanța aeronavelor, plafonul practic de zbor, consumul de combustibil și tracțiunea motoarelor. Variația presiunii aerului determină modificarea proporțională a portanței, plafonului practic de zbor și forței de tracțiune a motoarelor, precum și modificarea invers proporțională a consumului de carburant. Pe valorile presiunilor atmosferice la nivelul mediu al mării și la nivelurile izobarice standard se bazează navigația izobarică și permanenta cunoaștere a înălțimii de zbor a aeronavelor.
Efectul scăderii presiunii atmosferice se concretizează prin creșterea vitezei de desprindere a avionului de pe pistă, la decolare, cu 0,65% pentru fiecare 10 mm coloană Hg de variație negativă a presiunii. Și în cazul vitezei de aterizare sunt valabile aceleași valori, iar pentru cazurile de creștere ulterioară a presiunii, situația se inversează.
De asemenea, presiunea aerului mai scăzută reduce considerabil tracțiunea motoarelor și tracțiunea reversibilă a reversoarelor de jet folosite la frânare, după contactul roților cu pista. caracteristică aeroporturilor și aerodromurilor amplasate la cote mai înalte de relief, precum și contextelor sinoptice ce crează scăderea accentuată a presiunii atmosferice. Tot în acest sens, pe o pistă situată la altitudinea de 1.000 m, distanța de rulare la decolare a unui avion reactiv crește cu 33% față de distanța necesară pe o pistă situată la nivelul mării.
3.2 Influența temperaturii aerului asupra zborului
Dintre proprietățile caracteristice și instantanee ale atmosferei, temperatura are cele mai importante determinări asupra activităților aeriene, atât prin ea însăși, ca element fizic, cât și prin influențele directe asupra presiunii, densității și umezelii aerului.
Variațiile de temperatură influențează direct caracteristicile de zbor ale aeronavelor, caracteristici obținute în condițiile atmosferei standard (presiunea atmosferică = 1.013,25 mb, temperatura aerului = 15°C, gradientul termic vertical = -6,5°C/km, densitatea aerului = 1,225 kg/m3; acești parametri sunt considerați la nivelul mării și au fost obținuți prin calculul valorilor medii multianuale ale elementelor meteorologice, fiind stabiliți de [NUME_REDACTAT] [NUME_REDACTAT] – OACI), prin determinarea variației invers proporționale a densității aerului.
Distanța de rulare la decolare – aterizare variază direct proporțional cu variația temperaturii aerului pe pistă. Pentru avioanele reactive, încălzirea aerului cu 10°C, nemodificând turația motorului, determină mărirea distanței de rulare cu 13% (aproximativ 130 m la fiecare 1.000 m de rulare); la răcirea aerului cu 10°C, această distanță scade cu aproximativ 10%.
Viteza de zbor variază direct proporțional cu variația temperaturii aerului, iar timpul de zbor și timpul necesar obținerii altitudinii de zbor, invers proporțional. Variația temperaturii aerului cu 10°C duce la modificarea vitezei de desprindere a avioanelor de pe pistă cu 1,75%. Dacă temperatura aerului este mai coborâtă cu 20°C față de cea standard, pentru un avion ce zboară cu viteza de 3 Mach pe un traiect de 3.700 km, timpul de zbor se mărește cu 4,5 minute, datorită creșterii rezistenței la înaintare determinată de creșterea presiunii aerului; această situație poate avea ca echivalent același zbor cu vânt de față de 185 km/h.
Consumul de combustibil și randamentul motoarelor variază invers proporțional cu variația temperaturii. Astfel, consumul de combustibil crește odată cu creșterea timpului de zbor datorită scăderii temperaturii și invers. Randamentul motoarelor (forța de tracțiune) scade odată cu creșterea temperaturii, care determină scăderea densității aerului și invers. Motoarele turboreactive cu o turație de 4.000 – 5.000 ture/minut își reduc randamentul cu 2% la o creștere a temperaturii cu 1%; motoarele cu dublu flux și cele cu turboventilatoare își reduc randamentul cu 1 – 1,5% la aceeași valoare de creștere a temperaturii.
Înălțimea plafonului practic de zbor al avioanelor variază invers proporțional cu variația temperaturii. Zborul în apropierea plafonului practic – cu 1.000 – 1.500 m sub nivelul acestuia – reprezintă varianta cea mai avantajoasă din punct de vedere economic pentru navigația pe căile aeriene, deoarece consumul minim de combustibil realizat la acest nivel duce la realizarea distanțelor maxime de zbor ale avioanelor.
Înălțimea plafonului practic de zbor depinde de starea fizică a atmosferei. În cazul avioanelor supersonice, regimul termic din stratosferă se determină după datele existente la nivelul izobaric standard de 100 mb (de pe harțile T.A. 100 mb). Dacă temperatura aerului la acest nivel crește cu 10 – 15°C, plafonul practic al unui avion ce zboară cu viteza de 2 scade cu 1 – 1,5 km.
Temperatura la sol condiționează greutatea totală a avionului la decolare, deoarece influențează distanța de rulaj; cu cât temperatura aerului mai ridicată, cu atât distanța va fi mai mare, iar greutatea maximă a aeronavei va trebui redusă corespunzator. Creșterea temperaturii aerului pe pistă cu 10°C atrage necesitatea diminuării încărcăturii maxime a unui avion turboreactiv cu 2.000 kg.
Temperatura mediului înconjurător are o mare influență asupra încălzirii cinetice a avioanelor. Această încălzire semnificativă doar dacă se zboară cu viteze (supersonice) și timp îndelungat.
Viteza sunetului variază direct proporțional cu temperatura aerului, de la sol (340 m/s) reducându-se cu aproximativ 1 m/s pentru fiecare 250 m de creștere a înălțimii de zbor (la înălțimi de peste 11.000 m, în stratosferă, ajunge la 295 m/s).
3.3 Nebulozitatea și plafonul norilor
Navigația aeriană pe timp noros – cu nebulozitate mare sau cu acoperire totală și cu plafoane joase – sau în nori, deasupra norilor și între straturile de nori, în funcție de unele particularități climatice din arealele aerodromurilor, de tipul aeronavelor și de gradul de pregătire al piloților și echipajelor, este declarată ca zbor în condiții meteorologice grele ( – [NUME_REDACTAT] Conditions ). considerată similar și în cazul zborului pe traiecte în care se întâlnesc aceste condiții.
Complexitatea zborului în nori este determinată de necesitatea adoptării regulilor de zbor instrumental (IFR), fară orientare vizuală, datorată reducerii drastice a vizibilității, în toate variantele sale, neputându-se observa detaliile terenului și reperele de pe sol, ca în cazul zborului la vedere (VFR) ( – [NUME_REDACTAT] Conditions ). În plus, în interiorul norilor, la temperaturi negative, există posibilitatea formării givrajului, care exercită o puternică influență negativă asupra proprietăților aerodinamice ale aeronavelor. De asemenea, în multe tipuri de nori, se dezvoltă schimbul turbulent și mișcarea verticală a aerului, ceea ce generează turbulența atmosferică, concretizată pe timpul zborului în scuturături și suprasarcini în structura aeronavelor.
Norii reprezintă unul dintre cele mai interesante fenomene naturale, fiind sisteme vizibile de picături de apă, picături de apă supraracită sau cristale de gheață, aflate în suspensie la o oarecare înălțime deasupra suprafeței terestre. Sistemele noroase se formează ca urmare a creșterii conținutului general de umezeală din aer, sau în urma scăderii temperaturii aerului. În condiții reale, cei doi factori actionează combinat, cu predominarea cantitativă a unuia sau a altuia dintre ei.
Suspensia în atmosferă a particulelor care formează norii aparentă, deoarece acestea cad cu viteze diferite. Viteza-limită de cădere a picăturilor de apă se atinge atunci când greutatea lor egalează rezistența aerului și crește odată cu raza picăturilor. De exemplu, picăturile cu un diametru de 0,02 mm cad cu o viteză de 1 cm/s. Această viteză este mică; curenții ascendenți slabi din nori mențin aceste picături la un nivel oarecare sau le antrenează mai sus.
Un nor nu rămâne în permanență același; unele particule din care constituit se evaporă, ori cad sub formă de ploaie, ninsoare, lapoviță; alte particule se formează prin condensarea vaporilor de apă ai aerului din nori.
Un nor trebuie considerat ca un sistem în permanentă evoluție, care se formează în două stadii succesive.
În primul stadiu se realizează următoarele condiții, necesare ascensiunii aerului până la nivelul de condensare:
starea atmosferei sau a suprafeței terestre provoacă aerului umed nesaturat un impuls suficient de puternic încât să-i imprime forța necesară ascensiunii;
stratificarea atmosferei favorizează sau accelerează mișcarea ascendentă a aerului umed nesaturat, începând de la nivelul atins de acesta ca urmare a impulsului inițial;
aerul antrenat în mișcarea ascendentă suficient de umed pentru ca, în timpul ascensiunii, răcirea datorată destinderii să determine creșterea umezelii până la atingerea saturației sau chiar a unei mici suprasaturații.
Al doilea stadiu începe la nivelul de condensare și cuprinde procesele prin care picăturile-germen, formate inițial din condensarea vaporilor de apă pe nuclee de condensare, cresc numeric și în mărime, astfel ca ansamblul lor să dea aspectul vizibil al norilor. În urma acestor procese, picăturile de apă sau cristalele de gheață cresc până la dimensiunile de la care încep să cadă din nori și să atingă suprafața terestră ca precipitații.
În acest stadiu, formarea, creșterea și evoluția norilor necesită realizarea următoarelor condiții:
stratificarea atmosferei să permită continuarea mișcării ascendente a aerului saturat;
umezeala aerului să fie suficientă pentru a asigura condensarea vaporilor de apă începând de la nivelul de condensare;
picăturile-germen formate să nu se evapore, ci să crească în dimensiuni și concentrație, pentru a asigura persistența norului.
Dacă primele două condiții sunt îndeplinite, creșterea picăturilor-germen pentru a forma un nor vizibil se produce prin condensarea ulterioară a vaporilor de apă pe acestea și prin contopirea picăturilor mici, ca urmare a ciocnirii lor (coalescență). În ansamblul norului, contopirea particulelor mici în particule mai reprezintă procesul de coagulare.
După atingerea saturației, factorul cel mai important pentru creșterea picăturilor din nor echilibrul diferit al tensiunii vaporilor în contact cu picăturile de dimensiuni diferite. Dacă tensiunea vaporilor din aerul cu picături-germen în echilibru cu picăturile de diferite dimensiuni, picăturile mici tind să se evapore, iar cele să crească progresiv în timp. Pentru condensarea ulterioară a vaporilor de apă pe picăturile-germen este necesară o mică suprasaturație a vaporilor din aerul noros, în raport cu tensiunea de saturație a vaporilor în contact cu picăturile din nor.
Viteza de creștere a picăturilor de apă prin condensare fiind invers proporțională cu raza lor, la început picăturile mici cresc destul de repede (raza lor se mărește de 2-3 ori în câteva secunde), iar după ce ating dimensiuni , cresc încet. Viteza de creștere mai depinde și de diferența termică dintre particulele noroase, datorată existenței curenților ascendenți și descendenți; la același nivel din nor, picăturile venite de sus sunt mai reci decât cele de jos, iar diferența dintre tensiunile lor determină trecerea vaporilor de pe picăturile calde pe cele reci.
Când cad din nori, picăturile mai colectează picăturile mici întâlnite, viteza lor de creștere și de cădere mărindu-se. Pe măsura creșterii picăturilor în dauna celor mici se adaugă și faptul că tensiunea de saturație a vaporilor mai mică pentru picăturile .
Mișcările verticale din nori au un rol important în creșterea picăturilor de apă deoarece determină scăderea temperaturii și asigură suprasaturația vaporilor și creșterea prin condensare până la dimensiunile la care rol activ începe să aibă contopirea. Pe parte, picăturile ridicate de către curenții ascendenți parcurg în cădere o grosime mai mare de nor și cresc prin coagulare.
La o grosime mică a norului – sub 1.000 m – picăturile rămân mici, astfel că pentru producerea precipitațiilor este necesar ca norul să aibă o grosime de 3-4 km și mai mult.
Din perspectivă genetică, mișcările verticale convective ale aerului duc la formarea norilor convectivi (Cumulus, Cumulonimbus, Cirrocumulus), mișcările ondulatorii din atmosferă generează norii ondulați (Altocumulus, Stratocumulus, Stratus), iar mișcările ascendente stabile ale aerului (curenți ascendenți ordonați, de obicei în zonele frontale), determină formarea norilor stratiformi (Cirrus, Cirrostratus, Altostratus, Nimbostratus). Ultima clasificare importantă a norilor a fost făcută în 1956 și cuprinde 10 genuri (cele menționate anterior), 14 specii și 9 varietăți (figura 44).
Pentru navigația aeriană, un interes deosebit prezintă următoarele caracteristici ale norilor: structura microfizică, aspectul exterior și structura internă, baza (plafonul), grosimea și limita superioară, nebulozitatea (acoperirea), fenomenele periculoase din interiorul lor și asociate cu aceștia. În acest sens, probleme deosebite pentru navigația aeriană ridică genurile de nori Cumulus, Cumulonimbus și Stratus, a căror frecvență lunară medie la aerodrom prezentată în tabelul 16.
Fig. 44 – Genurile de nori
(adaptată și prelucrată după „[NUME_REDACTAT]”, 2000)
Tab. 16 – Cu, Cb, St
LA KOGĂLNICEANU (%)
Norii convectivi de tip Cumulus se semnalează în tot cursul anului, numai pe timpul zilei. Frecvențele cele mai se regăsesc la orele amiezei din lunile de vară, valorile maxime înregistrându-se în iulie, la ora 12.
Norii orajoși Cumulonimbus se semnalează în tot cursul anului, cu frecvențe maxime între orele 12 și 01, în intervalul aprilie-septembrie. Cele mai valori se înregistrează în iulie, între orele 14 și 17.
Norii din genul Stratus se produc cu frecvență maximă în intervalul decembrie – martie, cele mai valori înregistrându-se în martie, la ora 10.
Frecvența lunară, anotimpuală și anuală a plafoanelor noroase cu nebulozitate (acoperire) egală sau mai mare decât 4/8 (5/10), pe praguri de înălțime caracteristice în meteorologia aeronautică, înscrisă în tabelul 17.
Tab. 17 – , ANOTIMPUALĂ ȘI ANUALĂ
A CU NEBULOZITATEA >4/8 (5/10)
LA KOGĂLNICEANU (%)
3.4 Vizibilitatea atmosferei
Alături de nebulozitate, vizibilitatea reprezintă un element meteorologic foarte important pentru navigația aeriană, trageri aeriene și bombardament, aerofotografiere, decolarea și aterizarea aeronavelor. Pentru fiecare aeroport și aerodrom (în funcție de condițiile climatice și de relief) și pentru fiecare tip de aeronavă (în funcție de particularitățile constructive, viteza de aterizare și nivelul pregătirii piloților și echipajelor) sunt stabilite bareme minime ale plafonului norilor și vizibilității, sub care nu se permite aterizarea, în scopul asigurării securității zborului.
Vizibilitatea se definește ca fiind cea mai mare distanță la care un obiect sau un reper poate fi descoperit și identificat.
La suprafața terestră, vizibilitatea este influențată de următorii factori: transparența atmosferei, luminozitatea reperului și a fondului, culoarea și claritatea reperului și a fondului, dimensiunile geometrice ale reperului, cauze geodezice și topografice, însușiri subiective ale vederii observatorului.
Vizibilitatea orizontală la sol reprezintă distanța maximă la care, în plan orizontal, poate fi văzut și identificat un obiect sau reper cu caracteristici definite. Aceasta se determină cu ajutorul unor repere fixe, aflate la distanțe măsurate, cunoscute exact sau cu senzori electrono-optici.
Dintre fenomenele atmosferice, ceața, ploile puternice, ninsoarea, viscolul, furtunile de praf reduc cel mai mult vizibilitatea orizontală, așa cum rezultă din tabelul următor.
Tab. 18 – Vizibilitatea orizontală la sol pe timpul ninsorii
Vizibilitatea orizontală la sol, în afara fenomenelor menționate, redusă și de coborârea plafoanelor noroase: la 100-200 m: peste 4 km; la 60 – 100 m: 1,5 – 4 km; la 30 – 60 m: sub 1,5 km.
Vizibilitatea orizontală la înălțime foarte variată și depinde, în mare masură, de caracterul maselor de aer. Astfel, în masele de aer stabile, la înălțimi de 1 – 2 km, vizibilitatea mai bună decât la sol.
Vizibilitatea verticală, determinată de la sol, se confundă adesea cu înălțimea bazei (plafonul) norilor; vizibilitatea de jos în sus mai bună decât de sus în jos.
Vizibilitatea oblică (de aterizare) distanța de la care pilotul aeronavei aflate pe panta de aterizare poate să vadă bine capul pistei. Aceasta depinde de urmatorii factori: structura microfizică a norilor, gradul de iluminare naturală, contrastul dintre pista de decolare – aterizare și mediul inconjurător, luminozitatea sistemului de balizaj, viteza pe panta de aterizare, sensibilitatea vizuală, precipitații, plafonul norilor, relieful locului, transparența atmosferei.
Valoarea acestei vizibilități, deosebit de importante în faza apropierii de pistă, planare și aterizare, poate fi mult redusă sau anulată de fenomenele de viscol, transport de zăpada la sol și ninsoare, printre altele, situație în care aterizarea nu mai posibilă. De asemenea, variabilitatea plafonului norilor are o influență deosebită asupra vizibilității oblice: în cazul unui plafon de 100 – 200 m, vizibilitatea oblică atinge, în medie, 40 – 70% din valoarea vizibilității orizontale la sol.
Vizibilitatea oblică prezintă importanță și pentru orientarea vizuală, în cazul zborului la vedere. Din practică, s-a stabilit că, în condiții de vizibilitate medie, contururile reperelor pot fi deosebite de la o distanță de 10 ori mai mare decât înălțimea de zbor, iar amănuntele acestora, într-o zonă cu raza de 3 – 5 ori înălțimea de zbor, cu condiția ca aceste repere să aibă dimensiuni de cel putin 1/500 – 1/1.000 din înălțimea de zbor.
În tabelul următor sunt prezentate distanțele de vizibilitate medie (în km) a unor repere, în funcție de înălțimea de zbor (în m) din spațiul aerian inferior.
Tab. 19 – Vizibilitatea medie a unor repere în funcție de înălțimea de zbor
Vizibilitatea în nori întotdeauna diminuată față de spațiul aerian înconjurător, datorită și în funcție de structura microfizică a norilor respectivi.
Frecvența lunară, anotimpuală și anuală a vizibilității orizontale la aerodrom, pe praguri caracteristice în meteorologia aeronautică, menționată în tabelul 20.
Tab. 20 – , ANOTIMPUALĂ ȘI ORIZONTALE LA AERODROMUL (%)
3.5 Vântul și influența sa asupra zborului
unul dintre cele mai importante elemente meteorologioce care exercită o influență deosebită asupra zborului aeronavelor, atât în apropierea solului, cât și în altitudine.
Vântul la sol influențează direct decolarea și aterizarea avioanelor și elicopterelor.
Vântul din altitudine influențează navigația acestora, prin ambele sale componente: direcție și viteză.
De regulă, decolarea și aterizarea avioanelor se execută cu vânt de față, ceea ce scade vitezele și distanțele necesare pentru desprinderea de pe pistă și, respectiv, pentru aterizare.
Dacă la o viteză de decolare de 320 km/h, viteza vântului de față de 10 m/s, distanța de rulare se reduce cu 21%. Dacă, din diferite motive, se impune decolarea sau aterizarea cu vânt de spate, distanțele de rulare cresc considerabil, iar manevrele de pilotaj sunt îngreunate.
Decolarea și aterizarea avioanelor se complică mult atunci când vântul suflă lateral pe pistă sau când apar forțe componente laterale. Forțele aerodinamice suplimentare care apar îngreunează mult pilotajul, sub influența lor apărând momente de ruliu și răsucire, cauzate de acțiunea neuniformă a aerului asupra planurilor și de faptul că centrul de greutate al avionului nu coincide cu centrul de presiune al vântului lateral.
Influența vântului lateral se poate manifesta prin mărirea distanței de aterizare cu 10 – 15%, îngreunarea apropierii de axul pistei și planării pentru aterizare, sau chiar prin scoaterea avionului din pistă la aterizare. De regulă, nu se admite aterizarea când vântul lateral depașește 10 – 15 m/s.
În funcție de particularitățile constructive, fiecare tip de avion are stabilite bareme maxime de vânt lateral pentru decolare și aterizare (avioanele ușoare: 8 – 10 m/s, avioanele supersonice cu aripă delta: 15 m/s, etc.). Aceste bareme sunt stabilite și pentru vântul de față și de spate, pentru fiecare tip de aeronavă, în ce privește decolarea și aterizarea.
Zborul în urcare și coborâre , de asemenea, influențat de vânt, prin modificarea unghiului de incidență al aripii, a vitezei ascensionale și a vitezei reale.
Zborul orizontal influențat de direcția și de viteza vântului, sub aspectul duratei (timpului) de zbor până la destinație și al derivei avionului, aspect esențial în navigația aeriană.
3.6 Favorabilitatea climatică pentru navigația aeriană în spațiul aerodromului
Favorabilitatea climatică pentru navigația aeriană se definește ca fiind aspectul mediat al stărilor vremii, pentru o anumită perioadă de timp, care permite desfășurarea în condiții de securitate a zborului diferitelor categorii de aeronave.
În înzestrarea [NUME_REDACTAT] există trei categorii principale de aeronave, pentru care sunt stabilite bareme minime și maxime ale valorilor elementelor meteorologice, la care permisă aterizarea, pentru fiecare aerodrom/aeroport în parte. Pentru aerodromul acestea sunt următoarele:
Tab. 21 – Bareme meteorologice minime și maxime admise la aterizare
Pe lângă aceste condiții minime/maxime impuse de baremele specifice, aterizarea nu permisă dacă la aerodrom sunt în curs, sau se prevăd în perioada de interes, fenomene meteorologice periculoase, care reduc sau nu valorile prezentate (averse puternice de ploaie sau grindină, oraje, furtuni, givraj la sol, etc).
Având în vedere toate acestea, favorabilitatea climatică medie pentru navigația aeriană la aerodromul [NUME_REDACTAT] a fost calculată lunar, în procente, pentru fiecare dintre cele trei categorii de aeronave, ca diferență între totalitatea observațiilor (100%) și suma cazurilor nefavorabile strict înregistrate (plafonul norilor, vizibilitate, direcția și viteza vântului, oraje). La această sumă s-a adăugat, prin rotunjire superioară, influența fenomenelor care nu reduc baremele, influență neînsemnată, dar semnalată. Aceasta pentru că fenomenele atmosferice evident periculoase (ceața, viscolul, precipitațiile abundente) își integrează influența negativă asupra navigației aeriene în scăderea plafonului norilor și vizibilității, în creșterea vitezei vântului lateral, așa cum se menționează în coloanele destinate din tabelele 22-24 .
Din analiza datelor rezultă că cea mai mare favorabilitate climatică medie pentru navigația aeriană în spațiul aerodromului , pentru toate categoriile de aeronave, în intervalul mai – octombrie (peste 85%). Cel mai mic interval de favorabilitate climatică maximă se înregistrează pentru aviația de vânătoare și vânătoare-bombardament și elicoptere (perioada mai – octombrie), iar cel mai mare pentru aviația de transport (perioada februarie – octombrie).
Intervalele de favorabilitate climatică redusă (55-85%) durează din noiembrie până în aprilie, pentru aviația de vânătoare și vânătoare-bombardament și elicoptere; pentru aviația de transport favorabilitatea climatică medie nu scade sub 87% nici iarna.
Tab. 22 – MEDIE LUNARĂ
LA KOGĂLNICEANU DE VÂNĂTOARE ȘI VÂNĂTOARE-BOMBARDAMENT (%)
Tab. 23 – MEDIE LUNARĂ
LA KOGĂLNICEANU PENTRU
AVIAȚIA DE TRANSPORT (%)
Tab. 24 – LA KOGĂLNICEANU (%)
Cu toate că aerodromul [NUME_REDACTAT] “beneficiază” de valori ridicate ale favorabilității climatice pentru navigația aeriană, spre deosebire de aerodromurile și aeroporturile dispuse în alte regiuni ale țării, în unele situații sinoptice particulare și în mod deosebit în anotimpurile de tranziție, se manifestă o variabilitate extremă a condițiilor meteorologice care, pe spații restrânse din arealul analizat și pe perioade scurte de timp, generează evoluții rapide și puțin previzibile a vremii (cum a fost și situația din 07.04.2003), acestea putând avea ca efect înregistrarea unor valori ale parametrilor atmosferici în afara limitelor permise pentru aterizare. În acest caz, pentru o aeronavă aflată în zbor și care urmează să aterizeze pe aerodrom, există două soluții:
continuarea zborului în spațiul din apropierea aeodromului neafectat de fenomenele meteorologice periculoase, în situația în care se prognozează încetarea acestora într-un timp scurt și aterizarea în momentul în care condițiile meteorologice permit aceasta;
renunțarea la aterizarea pe aerodrom, în situația în care nu se prognozează încetarea fenomenelor meteorologice periculoase într-un timp scurt și continuarea zborului pentru întoarcerea la aerodromul de plecare sau pentru deplasarea la un alt aerodrom, în funcție de misiunea planificată și de evoluția prognozată a condițiilor meteorologice.
Oricare dintre aceste două soluții, pe lângă aspectele legate nemijlocit de asigurarea securității zborului, implică și creșterea costurilor alocate pentru executarea misiunii, în funcție de durata suplimentară a zborului, fără a considera situația “limitei de combustibil”.
4. PENTRU AERODROMUL
4.1 Prognoza proceselor sinoptice
Prognoza vremii reprezintă descrierea evoluției ulterioare a vremii, într-un anumit spațiu geografic și într-o anumită perioadă de timp. Practica previzionistă actuală cuprinde, în mare, două faze principale: prognoza generală a vremii (pentru largi spații geografice, cel puțin de nivel continental), bazată aproape exclusiv pe produsele de prognoză numerică și prognoza detaliată a vremii (pentru regiuni geografice și areale restrânse din teritoriu), bazată pe metode statistice și sinoptice (clasice).
Metoda sinoptică de analiză, generalizată în practica meteorologică și devenită clasică, se bazează pe studierea, pe hărți complexe succesive, a proprietăților fizice ale atmosferei și caracteristicilor timpului legate de masele de aer, sistemele barice și fronturile atmosferice, în deplasarea și evoluția lor, ceea ce crează posibilitatea stabilirii aspectului viitor al vremii în spațiul de interes, fapt care constituie scopul final al analizei sinoptice.
Pentru siguranța corectitudinii analizei hărților sinoptice, metoda sinoptică impune respecterea strictă a cinci principii: al comparării valorilor elementelor meteorologice înscrise pe hărțile succesive de sol și de altitudine; al atitudinii critice față de datele meteorologice înscrise pe hărți; al corelării spațiale (continuității spațiale); al corelării temporale (continuității cronologice); al logicii fizice.
Având garanția unei juste analize sinoptice, se poate efectua prognoza proceselor sinoptice, adică prognoza formării, deplasării și schimbării proprietăților maselor de aer, formațiunilor barice și fronturilor atmosferice. Pentru aceasta se folosesc, cu o pondere diferențiată de la caz la caz, metode fundamentate științific, dar și reguli empirice verificate în decursul anilor de activitatea practică și pentru care nu s-au descoperit încă legitățile fizice.
În vederea prognozei sinoptice se analizează o cantitate impresionantă de hărți, date și materiale: observațiile meteorologice și aerologice, hărțile sinoptice de sol, hărțile de topografie barică absolută și relativă (aerologice), secțiunile verticale ale atmosferei și diagramele aerologice, ghidurile și descrierile climatologice, particularitățile fizico-geografice și climatice locale, hărțile radar, nefanalizele, imaginile satelitare, hărțile vântului maxim și ale curenților-jet, hărțile tropopauzei, variațiile diurne și anotimpuale ale elementelor și fenomenelor meteorologice, iar în cazul prognozelor aeronautice și cercetarea meteorologică aeriană și prin radiolocație.
4.2 Prognoza elementelor meteorologice
4.2.1 Prognoza temperaturii
Pentru prognoza temperaturii aerului într-un punct oarecare sau într-o regiune, necesar să se determine:
ce mase de aer se vor deplasa acolo în decursul intervalului de prognoză și care sunt proprietățile lor termice inițiale;
cum se modifică valoarea inițială a temperaturii în cursul deplasării ca urmare a schimburilor de căldură cu mediul;
amplitudinea mersului zilnic al temperaturii în funcție de anotimp, latitudine, caracterul suprafeței solului, nebulozitatea probabilă.
4.2.2 Prognoza nebulozității
Prognoza nebulozității se bazează pe folosirea datelor reale privitoare la repartiția în spațiu a norilor în momentul inițial și variația lor în ultimele 24 de ore. Analizând datele reale referitoare la nebulozitate și făcând legătura între acestea și alte caracteristici ale stării atmosferei, sinopticianul își poate forma o imagine de ansamblu despre repartiția spațială a norilor deasupra unui teritoriu vast. Este nevoie să fie cunoscute gradul acoperirii cu nori din ultimele 24 de ore și mersul diurn al nebulozității, precum și situația reală a nebulozității (limitele inferioară și superioară, gradul de acoperire).
Principiul fundamental al prognozei nebulozității constă în considerarea condițiilor de formare a norilor, adică a factorilor de bază ai formării, evoluției și destrămării norilor. Pentru a se stabili factorii care duc la formarea și destrămarea norilor, se analizează hărțile sinoptice de sol, hărțile topobarice și ale umezelii, diagramele aerologice, hărțile mișcărilor verticale din atmosferă și imaginile satelitare (în spectrele vizibil, infraroșu și al vaporilor de apă).
Advecția caldă și umedă, în combinație cu mișcări ascendente regulate, denotă existența factorilor favorabili formării nebulozității compacte și căderii precipitațiilor generale. Advecția caldă are, în acest caz, sensul că aerul cald venind în regiuni cu temperaturi mai scăzute se răcește, ceea ce îl apropie de saturația cu vapori de apă.
Factorul cel mai favorabil dezvoltării norilor de convecție îl constituie creșterea instabilității atmosferei, atunci când există și umezeală suficientă. Aceasta se observă pe diagrama aerologică și pe hărțile de umezeală. Încălzirea aerului de la sol se consideră cu ocazia construirii curbei probabile de stratificare sau cu ocazia aprecierii calitative a variației stratificării, pe diagrama aerologică.
Hărțile mișcărilor verticale arată evoluția nebulozității frontale. În cazul mișcărilor ascendente norii caracteristici fronturilor mai groși și se extind orizontal. Repartiția mișcărilor verticale poate fi apreciată, aproximativ, după variația presiunii la sol, deoarece creșterea presiunii în funcție de mișcările descendente, iar scăderea presiunii, în funcție de mișcările ascendente.
În masele de aer rece și instabil se manifestă clar rolul convecției dinamice și termice, iar în masele de aer cald și stabil se manifestă acțiunea răcirii neadiabatice de la sol și turbulența dinamică.
În zonele frontale se întâlnește rar influența unei singure cauze de formare și dezvoltare a nebulozității. În zona fronturilor calde active, odată cu ascensiunea pronunțată și regulată a aerului, în aerul rece subfrontal se observă convecție dinamică și termică. Aceasta crează formele variate ale nebulozității frontului cald (combinarea genurilor de Altostratus cu Cumulus și Stratocumulus).
La elaborarea prognozei vremii se folosește legătura între variația nebulozității și principalele categorii atmosferice (masele de aer, fronturile atmosferice, formele barice), formarea, deplasarea și evoluția lor.
Deplasarea acestora, cu regimul lor caracteristic, determină deplasarea norilor în diferite regiuni. Această deplasare trebuie privită ca o deplasare a zonei în care se formează norii și care se caracterizează prin procese specifice.
La aprecierea vitezei de deplasare a ciclonilor trebuie avut în vedere faptul că frontul mobil are aceeași viteză de deplasare cu ciclonul și noua lor poziție aproape paralelă cu vechea poziție. Frontul rece se deplasează cu o viteză mai mare, rezultând ocluderea ciclonului. Viteza deplasării frontului scade în sectoarele apropiate de axele dorsalelor barice.
Dacă ciclonul se oclude și devine puțin mobil, frontul cald de la sol se mișcă mai încet și devine staționar; frontul rece își continuă deplasarea, accelerând procesul de ocludere, care asociat cu formarea norilor (evacuarea aerului cald către altitudine).
Intensificarea procesului de formare a nebulozității poate fi determinată de dezvoltarea ciclonului sau de apropierea ciclonului de alt front; în acest caz se extinde aria sistemelor noroase ale frontului spre care se îndreaptă ciclonul, se contopesc zonele nebulozității frontale și ciclonice.
Dacă masa de aer care va afecta regiunea de interes omogenă, fără fronturi atmosferice, evoluția nebulozității se apreciază conform ultimelor 24 de ore.
Transformarea masei de aer se apreciază după variația umezelii și stratificarea termică, astfel:
aerul care se deplasează deasupra mării se îmbogățește în umezeală, iar deasupra uscatului pierde din umezeală;
stratul de vegetație mărește evapotranspirația de pe uscat (pădurea cu 10% – 20% mai mult decât terenul arabil);
precipitațiile continue abundente contribuie la pătrunderea ulterioară a umezelii în atmosferă, mai ales când înaintea căderii precipitațiilor solul a fost destul de umed.
Prognoza nebulozității presupune să se cont de condițiile terenului, de anotimp și de mersul diurn al stării atmosferei. Mersul diurn și anotimpual propriu nebulozității convective. Stratocumulus cumulogenitus și Stratocumulus vesperalis depind de etalarea norilor cumuliformi, dispărând complet noaptea. Stratocumulus care se formează în urma răcirii neadiabatice a aerului de la sol sunt specifici deplasării aerului de pe mare pe uscat, în perioada rece a anului.
Norii generați de ascensiunea regulată a aerului nu sunt legați de anotimp sau de orele zilei. Formarea lor determinată de specificul câmpului termobaric și al câmpului umezelii, precum și de mișcările verticale ale aerului.
Condițiile orografice contribuie la dezvoltarea convecției dinamice; convecția termică se dezvoltă în funcție de expoziția versanților față . Un factor de interes pentru dezvoltarea nebulozității în zona litorală și caracterul vânturilor locale (brizele de mare și de uscat).
4.2.2.1 Elemente sintetice pentru prognoza gradului de acoperire cu nori
Cerul senin (timp însorit, fără nori) sau cu nebulozitate redusă (acoperire 0–3/10, sau 2– 5/10) se întâlnește în masele de aer omogene, stabile, în care nivelul de condensare se situează mai sus decât nivelul de reținere și, de asemenea, în părțile centrale ale anticiclonilor, axele dorsalelor, șeile barice, punctele hiperbolice.
Cerul cu nebulozitate variabilă sau mare (acoperire 4–7/10, sau 6–9/10) este caracteristic maselor de aer continental, în perioada caldă a anului, zonelor fronturilor secundare sau ocluse slab conturate, unor regiuni anticiclonice, sectoarelor calde ciclonice sau câmpurilor barice destrămate, când straturile de reținere se situează mai sus decât nivelul de condensare.
Cerul cu nebulozitate extrem de variabilă (acoperire 0–10/10) specific invaziilor de aer rece umed instabil și maselor de aer arctic instabil.
Cerul noros cu înseninări temporare (acoperire 7–10/10) se întâlnește în regiunile fronturilor aflate în destrămare (zone de frontoliză), mai ales în perioada caldă a anului.
Cerul acoperit (timp închis/vreme închisă) este caracteristic maselor de aer continental cu umezeală mare în straturile inferioare, în perioada rece a anului, zonelor frontale calde, ocluse calde și cu deplasare lentă, ca și regiunilor anticiclonice în curs de slăbire, câmpurilor barice destrămate și unor regiuni ciclonice.
4.2.2.2 Prognoza plafonului norilor
Prognoza plafonului norilor se referă, în principiu, la norii care au limita inferioară la înălțimi de 600 – 1.000 m, importanță maximă având norii Stratus, Stratocumulus și pannus, care își situează limitele inferioare la înălțimi sub 300 m. Acești nori au baza variabilă, cu salturi mari, deoarece compoziția lor este variabilă: la limita inferioară predomină picăturile mici de apă, care cresc în diametru spre partea superioară.
Când plafonul norilor este la 100 m, variația limitei inferioare poate fi de 40 – 50 m; la plafoane de 200 m, variația poate ajunge la 100 m, iar la plafoane de 400 m, variația poate fi de 150 – 200 m. Aceste oscilații ale limitei inferioare durează 1 – 3 ore.
Plafonul norilor depinde, în mare măsură, de relieful terenului. Deasupra regiunilor înalte norii sunt la o înălțime mai mică decât deasupra regiunilor joase și a depresiunilor orografice. Diferența între înălțimea norilor deasupra acestor puncte nu corespunde cu diferența între altitudinile punctelor respective, ci reprezintă 50 – 60% din această diferență de altitudine.
Suprafața subiacentă are o influență importantă asupra plafonului norilor. De exemplu, pădurea mărește umezeala stratului de aer de la sol și coboară nivelul de condensare, deci și plafonul norilor.
Înălțimea bazei norilor frontali depinde de distanța dintre punctul de interes și frontul respectiv. În cazul fronturilor calde și ocluse calde, plafonul norilor Nimbostratus – Altostratus corespunde, aproximativ, cu înălțimea suprafeței frontale în punctul respectiv.
Odată cu începerea ploilor generale, norii coboară brusc, din cauza formării pannus (fracto-nimbus, fracto-stratus) sub suprafața frontallă. Pe măsura apropierii frontului, cantitatea acestor nori crește.
La 200 km de front plafonul coboară la 100 m sau mai jos. În cazul zonelor înguste de precipitații, trecerea la plafon jos se face brusc, în zona temperaturilor pozitive ale frontului (precipitațiilor sub formă de ploaie). În cazul ninsorii, Stratus și Stratocumulus, dacă au existat mai înainte, se destramă. La trecerea frontului se produce o coborâre a plafonului în timpul ninsorii, la 50 – 100 m, iar uneori se formează ceață.
În cazul fronturilor reci, norii Stratus și pannus se formează la fel ca și la fronturile calde, sub suprafața frontală, în aerul rece din zona precipitațiilor.
Pentru formarea norilor foarte joși, cele mai favorabile sunt fronturile staționare, fronturile cu deplasare lentă și fronturile destrămate puțin mobile. În aceste cazuri, de obicei, fronturile se manifestă prin inversiuni termice și creșterea umezelii specifice cu înălțimea. Coborârea norilor, în astfel de cazuri, poate fi provocată de transportul turbulent al umezelii, de sus în jos.
4.2.2.3 Prognoza limitei superioare a norilor
Analiza generală a proceselor sinoptice dă posibilitatea formării unei idei despre dezvoltarea verticală a norilor. În legătură cu aceasta, trebuie considerate unele particularități, prezentate în continuare.
Limita superioară a norilor Stratus și Stratocumulus de inversiune, în anticicloni, în 84% din cazuri se află în stratul inferior al atmosferei, până la înălțimea de 2.000 m și, de cele mai multe ori, între 600 și 1.000 m.
În partea posterioară a anticiclonilor – zona advecției calde – unde, de obcei, înălțimea inversiunii termice ocupă poziția cea mai joasă (cu excepția inversiunii de la sol), înălțimea limitei superioare a norilor Stratus și Stratocumulus are valori minime (600 – 1.000 m).
Pe lângă acești nori, în partea posterioară a anticiclonilor se pot afla straturi din alte genuri de nori, mijlocii și superiori generați, de cele mai multe ori, de apropierea de anticicloni a fronturilor vechi, destrămate.
În sectorul cald al ciclonului adâncit puternic, datorită ascensiunii generale a aerului cald, grosimea norilor Stratus crește mult și limita superioară se poate situa între 2.000 și 3.000 m înălțime.
Limita superioară a norilor Stratus și Stratocumulus de sub inversiunea anticiclonică se poate calcula cu relația: Hsup = 2(Hinf + 100).
[NUME_REDACTAT] care se formează cu ocazia invaziei active a aerului rece în părțile posterioare ale ciclonilor cu presiunea în creștere, în 95% din cazuri se dezvoltă în stratul inferior al atmosferei, până la înălțimea de 3,5 km și, de cele mai multe ori, între 2,6 și 3 km.
Această dezvoltare relativ neînsemnată a norilor în situația sinoptică dată, se explică prin existența, la acele înălțimi, a straturilor de reținere, care se formează în urma coborârii generale a masei reci.
Pe măsura deplasării spre latitudini sudice, aerul rece se încălzește tot mai mult, straturile de reținere din el slăbesc și grosimea norilor Cumulonimbus crește mult.
[NUME_REDACTAT] care se formează datorită convecției termice, în regiunile barice destrămate, au grosimi de 9 – 10 km.
Grosimea (verticală) a norilor din fronturi are variații. Aceste variații sunt determinate, în primul rând, de poziția frontului în câmpul baric.
[NUME_REDACTAT] și Nimbostratus din frontul cald au cea mai mare grosime lângă partea centrală a ciclonilor care se adâncesc, deoarece mișcările verticale ascendente cuprind un strat gros din troposferă.
La periferia ciclonilor, unde mișcările ascendente slăbesc sau sunt înlocuite de mișcări descendente, norii Altostratus și Nimbostratus scad treptat în grosime.
Valori aproximative ale limitei superioare a norilor frontali:
a) pentru norii Altostratus și Nimbostratus ai fronturilor calde active, care sunt însoțite scăderi de presiune și de precipitații de lungă durată: 5 – 7 km înălțime;
b) limita superioară a norilor Altostratus și Nimbostratus se poate determina aproximativ ținându-se seama de lățimea zonei lor dinaintea frontului, considerând că unghiul pantei frontului constant cu înălțimea: tg = 1/100;
A doua regulă pretinde multă precauție, deoarece Altostratus pot fi mascați de norii inferiori, iar marginea frontală a sistemului Altostratus – Nimbostratus nu poate fi determinată exact. Pe de altă parte, orientarea după lățimea zonei de precipitații prefrontale poate duce la erori mari, pentru că deseori în această zonă intră și precipitațiile din masele de aer, iar lățimea sistemului Altostratus – Nimbostratus se consideră mai mare decât în realitate.
Norii prefrontali se prezintă deseori în straturi, între care sunt spații fără nori, dar cu vizibilitate redusă. Aceasta se observă, în special, la fronturile ocluse calde și la fronturile calde cu pană de aer rece foarte extinsă. În general, frontul inferior crează la sol o înrăutățire a vizibilității, prin ceață sau aer cețos, ori nori Stratus joși, cu grosimi sub 2 – 2,5 km.
Pentru determinarea limitei superioare a norilor se folosesc și diagramele aerologice, întocmite după datele de radiosondaj atmosferic. Limita superioară a norilor marcată de divergența curbelor temperațurii aerului și temperaturii punctului de rouă; indicații deosebit de importante oferă și straturile de inversiuni termice și de izotermii, straturile cu gradienți termici verticali mici.
La înălțimi mai mari, unde temperaturile sunt sub -10C și norii sunt formați din cristale de gheață, trebuie avut în vedere că tensiunea de saturație a vaporilor de apă este mai mare deasupra apei decât deasupra gheții.
Cea mai simplă și eficientă metodă de prognoză de scurtă durată a limitei superioare a nebulozității constă în identificarea genurilor și eventual a speciilor de nori din imaginile satelitare IR METEOSAT, conform tabelului din anexa 54, aprecierea înălțimii limitei lor superioare, potrivit temperaturii de la vârful norului corelată cu structura termică verticală a atmosferei și determinarea deplasării lor către regiunea de interes.
4.2.3. Prognoza vizibilității
La prognoza vizibilității se ține seama de originea masei de aer, de umezeala și poluarea aerului respectiv. În emisfera nordică cea mai mare transparență o au masele de aer arctic, în care vizibilitatea poate ajunge la 300 km. În masele de aer poluate, tropicale, vizibilitatea este mult mai redusă.
Pentru prognoza vizibilității trebuie prevăzute fenomenele care dau variații ale ei: ceața, aerul cețos, pâcla, precipitațiile de orice fel, viscolele, furtunile de praf, poluarea). Pentru prognoza vizibilității la sol se consideră și suspensiile din aer care, difuzând lumina, reduc vizibilitatea (particulele de praf, picăturile fine de apă, cristalele de gheață, precipitațiile). De asemenea, se iau în calcul influențele locale și mersul diurn al vizibilității.
Frecvența vizibilității reduse maximă în orele dimineții, aproape de răsărit și în orele serii, aproape de apus, dacă vântul slab în straturile atmosferice inferioare.
În cursul nopții aerul cețos din atmosferă nu remarcat de observator, iar pâcla nu poate fi descoperită din cauza ineficienței luminii becurilor. Dacă în jurul unei surse luminoase se observă pâclă, posibil ca dimineața vizibilitatea să fie redusă; dacă în jurul unei surse luminoase se observă o coroană, în mod sigur va apărea ceața.
Între vizibilitate și plafoanele noroase joase există următoarea corelație:
Tab. 26 – Corelația dintre vizibilitate și plafoanele noroase
În aceste condiții viteza vântului sub 5 m/s, la câmpie. Dacă există strat de zăpadă, indiferent de plafon, vizibilitatea este mai mare cu 1 km, la un vânt de 3 – 4 m/s și cu 1,5 km, la un vânt de 5 – 6 m/s, față de valorile din tabel.
O legătură directă există, de asemenea, între vizibilitate și precipitații. Prognozând apropierea frontului atmosferic se poate estima și vizibilitatea, în funcție de datele meteorologice de pe harta sinoptică. Vizibilitatea cea mai scăzută se înregistrează la trecerea frontului deasupra punctului de observație.
În cazul ninsorilor, viscolului și transportului de zăpadă s-au stabilit următoarele corelații între vizibilitate și caracterul ninsorii, respectiv viteza vântului:
Tab. 27 – Corelația dintre vizibilitate, caracterul ninsorii și viteza vântului
În cazul pâclei vizibilitatea rămâne destul de și poate fi prognozată după datele de pe harta sinoptică. Excepție fac cazurile trecerii efective a furtunilor de praf în pâclă, când vizibilitatea se schimbă brusc. Și în astfel de cazuri, vizibilitatea poate fi 2 – 4 km.
În cazul furtunilor de praf vizibilitatea depinde de starea solului și viteza vântului. Valorile cele mai scăzute se înregistrează la începutul furtunii de praf (500 m – câțiva m), în special în partea a doua a zilei.
4.2.3.1 Vizibilitatea la înălțime
În masa de aer stabil, la înălțime, vizibilitatea mai mare cu 1 – 2 km decât la sol. În masa de aer instabil vizibilitatea mai redusă la înălțime decât la sol, datorită amestecului turbulent.
Sub zonele de inversiune termică sau izotermii se pot acumula picături de apă care să formeze un aer cețos și să reducă vizibilitatea considerabil. Cunoscând limitele acestor zone, se pot evita prin creșterea înălțimii de zbor cu 200 – 300 m.
La traversarea unui front rece, în masa de aer rece vizibilitatea mai redusă decât în masa de aer cald.
Advecția caldă duce la înrăutățirea vizibilității la sol și la înălțime, atunci când se face prin vestul și sud-vestul unui anticiclon bine conturat.
Cazurile de vizibilitate slabă la sol și la înălțime sunt în funcție nu doar de gradul înalt de saturație al straturilor de aer respective, ci și de creșterea umezelii specifice cu înălțimea. Dacă umezeala specifică scade cu înălțimea, indiferent de umezeala relativă de la sol, vizibilitatea crește cu înălțimea.
În interiorul masei de aer se observă îmbunătățirea vizibilității de la orele 11 – 12 până la orele 16 – 17, după care scade iarăși.
Condițiile sinoptice care contribuie la reducerea vizibilității se regăsesc statistic astfel:
70% din cazuri – în zonele fronturilor atmosferice;
30% din cazuri – în masele de aer omogen, considerând repartiția umezelii, vitezelor vântului și direcția deplasării.
4.2.3.2 Vizibilitatea în fronturile atmosferice
În majoritatea cazurilor, înrăutățirea vizibilității în zonele frontale determinată de precipitații.
În frontul cald vizibilitatea slăbește începând cu ninsoarea; dacă aceasta uscată și afânată, vântul intens o ridică și vizibilitatea scade mult. După trecerea frontului și slăbirea vântului, vizibilitatea crește.
Cea mai scăzută vizibilitate în zonele frontale se înregistrează când umezeala relativă la sol de 90 – 100%. Dacă umezeala relativă la sol mică, vizibilitatea nu variază mult.
Sectoarele periferice ale fronturilor nu dau precipitații, dar produc o scădere bruscă a vizibilității și plafonului norilor, din cauza faptului că suprafața frontală se transformă într-o suprafață cvasiorizontală de inversiune termică.
După trecerea frontului, în masele de aer cald stabil vizibilitatea nu se îmbunătățește deoarece se formează ceața.
În masele de aer omogen vizibilitatea determinată de deplasarea masei de aer, caracterul ei, conținutul în umezeală și praf, transformările suferite și anotimp.
4.2.4 Prognoza vântului
Prognoza vântului se bazează pe cunoașterea distribuției viitoare a câmpului baric și a fronturilor atmosferice. Cu ajutorul riglei de gradient se poate compara intensitatea vântului, ținând cont și de variația temporală a gradientului baric.
În funcție de valoarea și amplasarea nucleelor izalobarice în raport cu câmpul baric, vântul real va devia mai mult sau mai puțin de la vântul de gradient. Când gradientul izalobaric are același sens cu gradientul baric, vântul se intensifică și depășește vântul de gradient. În caz contrar, vântul real scade sub valoarea vântului de gradient.
Primul grup de factori care influențează direcția și intensitatea vântului se constituie din:
vântul real deasupra mării și uscatului;
apariția convergenței;
apariția divergenței.
Datorită frecării de la sol între aerul atmosferic și suprafața terestră, forța care ia naștere tinde să abată direcția vântului de la izobare spre stânga, în cazul ciclonilor și spre dreapta, în cazul anticiclonilor.
Unghiul de abatere direct proporțional cu mărimea forței de frecare, mai mare deasupra uscatului decât deasupra mării. Mărimea medie a abaterii este de 15 deasupra mării, 30 deasupra câmpiilor, 45 deasupra regiunilor deluroase și 90 sau mai mult deasupra regiunilor muntoase.
Viteza vântului variază invers proporțional cu mărimea forței de frecare, fiind, în medie, 0,7 din viteza vântului de gradient deasupra mării și 0,5 din viteza vântului de gradient deasupra uscatului.
În aceleași condiții barice vântul mai intens și mai puțin deviat deasupra mării decât deasupra uscatului.
A doua categorie de factori care influențează semnificativ viteza vântului constituită de către mersul diurn al temperaturii și stratificării termice a aerului.
În zilele senine de vară viteza vântului deasupra continentelor poate depăși de 2 – 3 ori viteza vântului de gradient, ca urmare a supraîncălzirii aerului. Noaptea, datorită inversiunii termice de radiație ce se crează deseori la sol, viteza vântului poate fi de 2 – 3 ori mai mică decât viteza vântului de gradient.
Amplitudinea variației diurne a vitezei vântului la sol direct proporțională cu amplitudinea variației termice; poate atinge 10 m/s pentru un corespondent de 15C, în condiții barice staționare. Valoarea sa descrește de la vară spre iarnă când, datorită frecventelor inversiuni termice, tinde să se anuleze.
La elaborarea prognozei trebuie considerate variațiile vitezei vântului cu ocazia variațiilor bruște ale curburii izobarelor, cel puțin în următoarele cazuri:
când izobarele din partea posterioară a ciclonilor capătă o curbură anticiclonică în locul celei ciclonice, vântul se intensifică;
când izobarele de la periferia anticiclonilor, din cauza apropierii unui ciclon capătă o curbură ciclonică în locul celei anticiclonice, vântul se va diminua.
Deci, la aceiași gradienți barici, vântul suflă mai puternic în zona izobarelor cu curbură ciclonică, decât în zona izobarelor cu curbură anticiclonică. Cu cât curbura ciclonică mai accentuată, cu atât diferența se mărește.
Pentru prognoza vântului la sol se ține cont de următoarele:
intensificarea vântului la apropierea ciclonului sau frontului;
rotația vântului spre dreapta în timpul trecerii unui front într-un talveg bine conturat în câmpul baric;
intensificarea vântului în timpul adâncirii ciclonilor sau talvegurilor și slăbirea lui în timpul umplerii acestora;
slăbirea vântului în partea centrală a anticiclonilor, dorsalelor, șeilor barice;
caracterul de rafală al vântului din partea posterioară a ciclonilor;
influența terenului asupra vântului;
mersul diurn al vântului în funcție de temperatură și de stratificarea atmosferei;
turbulențele locale în câmpul eolian;
variația vitezei vântului în formele barice mobile, datorată variațiilor latitudinale sau zonale produse de schimbarea bruscă a curburii izobarelor.
Prognoza vântului la înălțime se bazează pe folosirea hărților TA probabile, alcătuite prin metode sinoptice sau numerice. Când există asemenea hărți, viteza vântului se determină cu rigla de gradient, iar direcția vântului se consideră în lungul izohipselor. În funcție de stadiul dezvoltării formelor barice și de evoluția câmpului baric la sol, de advecția termică din altitudine, se desprind concluziile necesare aprecierii variației suprafețelor izobarice.
Forfecarea vântului reprezintă schimbarea bruscă a vectorului vânt – implicând direcția, sensul și intensitatea – de-a lungul traiectului de zbor al unei aeronave. Forfecarea implică variații ale direcției și/sau vitezei vântului, ca și existența unor curenți ascendenți și descendenți cu intensități care pot devia aeronava de la traiect.
Forfecările vântului se întâlnesc în atmosfera liberă, dar și lângă sol, unde au importanță maximă cele din apropierea pistei de decolare-aterizare.
Întotdeauna există diferențe între sol și altitudine în ceea ce privește direcția și viteza vântului. Acestea nu sunt importante atât timp cât se produc treptat (la distanțe mari parcurse de avioane), dar devin semnificative când pe panta de decolare-aterizare variațiile componentei longitudinale a vitezei vântului depășesc 2,5 m/s la o diferență de înălțime de 30 m și periculoase când vântul de forfecare depășește capacitatea de accelerație a avionului pe o perioadă mai îndelungată de timp (se pierde viteza de zbor și poate surveni angajarea).
Condițiile meteorologice favorabile producerii forfecării vântului sunt următoarele:
orajele din apropierea aerodromului (aeronavele pot fi afectate și la distanțe mai de 25 km față de nucleul orajos, în funcție de intensitatea acestuia);
pasajul fronturilor reci (cea mai critică forfecare se înregistrează la trecerea frontului, iar cu intensități scăzute ulterior);
pasajul fronturilor calde (cea mai critică forfecare se înregistrează cu 6 ore înainte de trecerea frontului);
turbulența atmosferei (dacă vântul de sub front puternic și în rafale, turbulența se asociază cu vânt de forfecare);
inversiunile termice puternice cauzate de radiația nocturnă (în văile cu pante abrupte);
briza de mare (cazuri mai rare);
curenții-jet de la nivele inferioare (când într-o grosime mică a troposferei inferioare există o circulație puternică, delimitată de straturi stabile cu circulație lentă; la o diferență de înălțime de 1.000 ft, vântul de forfecare poate atinge 50 – 70 kt);
undele orografice care produc unde-rotor în partea de sub vânt a masivelor muntoase (forfecarea este puternică, orizontal și vertical, mai ales când curenții rotori se suprapun cu vântul de la un nivel superior și formează un rotor secundar care se poate manifesta și la distanțe de 100 mile în partea de sub vânt a masivului muntos; când există umezeală suficientă, avertizarea despre existența curențiilor rotori o dau norii rotori (lenticulari);
obstacolele izolate (dealurile, clădirile , hangarele din arealul aerodromurilor), mai ales la vânt puternic și în rafale, pot genera miniunde-rotor.
Schimbările termice bruște pot avea același efect ca și vântul de forfecare.
În figurile 45 și 46 redat schematic efectul forfecării vântului de la nivelul inferior asupra traiectului avionului situat pe panta de decolare și de aterizare.
Fig. 45 – Acțiunea vântului de forfecare asupra aeronavei pe panta de decolare
(prelucrată după „[NUME_REDACTAT]”, 2002)
Fig. 46– Acțiunea vântului de forfecare asupra aeronavei pe panta de aterizare
(prelucrată după „[NUME_REDACTAT]”, 2002)
4.2.5 Prognoza curenților-jet și a vântului maxim
Profilul vertical al vântului poate avea unul sau mai multe maxime. Valoarea maximă a vitezei vântului se regăsește în apropierea tropopauzei.
În analiza și prognoza curenților-jet și a vântului maxim se utilizează dependența lor de ZFPI și se consideră următoarele legități:
curenții-jet se pot evidenția pe hărțile TA 300 și TA 200 mb;
când se determină poziția axei curentului-jet, la un moment inițial, se are în vedere faptul că, pe o distanță de 1.000 km, înălțimea ei poate varia cu 1-2 km; se folosesc două hărți consecutive, la două nivele diferite;
când se construiesc hărțile vântului maxim se folosesc datele de vânt de pe hărțile TA, considerându-se și variația vântului cu înălțimea;
din noțiunea “vânt termic” rezultă că, până când gradienții orizontali termici și barici coincid sau formează un unghi mai mic de + 90, vântul se intensifică cu înălțimea, iar în cazul unor gradienți contrari, vântul slăbește cu înălțimea; în consecință, nivelul vântului maxim coincide cu înălțimea la care unghiul dintre gradienții barici și termici orizontali este + 90, fiind necesar să se determine pe hărțile TA nivelul deasupra căruia direcția gradientului termic devine contrară direcției gradientului baric;
suprafața nivelului vântului maxim intersectează curentul-jet de-a lungul axei sale nu într-un plan orizontal, ci formează un “jgheab” caracteristic, cu înălțimea minimă la stânga axei curentului-jet.
Prognoza poziției probabile a axei curentului-jet se bazează pe prognoza deplasării și deformării ZFPI și pe prognoza deplasării și deformării axei curentului-jet, care rezultă din harta vântului maxim.
Deplasările verticale ale axelor curenților-jet nu pot fi prognozate satisfăcător exclusiv prin mijloace sinoptice. În prognoză se consideră oscilațiile înălțimii tropopauzei, determinate de advecțiile calde sau reci, de dezvoltarea ciclonilor și anticiclonilor, deoarece variațiile axelor curenților-jet se fac în aceleași direcții.
Prognoza zonei vântului maxim constă în evaluarea deplasării și evoluției ei. Astfel, se prognozează și viteza vântului de-a lungul axei curentului-jet.
Deplasarea zonei vântului maxim are două componente:
deplasarea centrului zonei împreună cu axa curentului-jet, care poate fi prognozată prin metoda descrisă anterior;
deplasarea zonei vântului maxim către axa curentului-jet.
În cazul al doilea deplasarea se face cu o viteză mai mică decât a vântului pe axa curentului-jet, neexistând un raport constant între aceste viteze..
Folosirea extrapolării liniare sau curbilinii pentru această prognoză nu dă rezultate satisfăcătoare întotdeauna, zona vântului maxim având variații însemnate, incluzând diminuarea sau segmentarea ei.
Evoluția zonei vântului maxim se determină în funcție de variația corespunzătoare a sectorului ZFPI. Tot ce concură la frontogeneză determină și intensificarea zonei vântului maxim, iar de frontoliză sunt legate diminuările zonei vântului maxim.
Pentru prognoza deplasării și evoluției zonei vântului maxim în 24 de ore se folosește convergența – divergența curenților de aer din sectoarele anterioare și posterioare ale zonelor vântului maxim, evaluându-se confluența și difluența izohipselor pe harta TA 300 mb. Se presupune că divergența (convergența) are o importanță deosebită în deplasarea zonei vântului maxim deoarece aceasta se deplasează ca un corp solid, cu o viteză la diferite niveluri, iar divergența – convergența care apare pe harta TA 300 mb își păstrează valoarea și pentru nivelul vântului maxim.
Prognoza direcției și vitezei vântului deasupra unui punct și pe un traiect de zbor se elaborează după hărțile probabile (12, 18, 24, 36, 48, 72 de ore) TA 850, 700, 500, 400, 300 și 200 mb, ale căror nivele standard corespund aproximativ altitudinilor de 1,5, 3, 5,5, 7, 9 și 12 km.
Această prognoză se referă la o anumită direcție și viteză a vântului de gradient
4.2.6 Prognoza vântului cu ajutorul imaginilor satelitare
Datele furnizate de sateliții meteorologici permit determinarea caracteristicilor radiative ale câmpului noros, condiționate de densitatea, structura, textura și modul de organizare ale acestuia. Una dintre cele mai importante informații furnizate de sateliții meteorologici este mișcarea norilor, din care este posibilă cunoașterea unor caracteristici ale câmpului eolian. În continuare sunt prezentate unele metode practice de prognoză a vântului cu ajutorul imaginilor satelitare.
4.2.6.1 Determinarea vectorilor de vânt din date digitale METEOSAT,
prin folosirea norilor ca trasori
Determinarea vectorilor de vânt din mișcarea norilor ([NUME_REDACTAT] Wind – CMW) este o activitate operațională care folosește imaginile digitale provenite de la satelitul geostaționar METEOSAT.
Principalele etape ale algoritmului de determinare a CMW sunt prezentate în continuare.
Prin transformarea segmentelor de imagine care să identifice nivelul cel mai înalt de nori se urmărește sporirea informațiilor despre norii urmăriți și mascarea sau diminuarea caracteristicilor suprafeței terestre sau ale norilor inferiori.
Selectarea trasorului prin metoda manuală presupune identificarea în două sau mai multe imagini succesive a unei caracteristici particulare a norului considerat că se mișcă odată cu vântul. Coordonatele norului, determinate pe imagini, sunt transformate în distanțe și direcție, iar viteza vântului se estimează considerând distanța parcursă de trasor, raportată la intervalul de timp dintre două imagini.
În cazul norilor fragmentați, norii de nivel jos sunt analizați ca fiind clusteri separați, selectându-se trasori de nivel scăzut, asociați bazei norului și corespunzători vântului de la altitudini mici. În cazul norilor compacți, asociați vârfului norului, se selectează trasori de vivel superior, corespunzători vântului din altitudine.
Pentru imaginile WV (spectrul vaporilor de apă) se selectează ca trasori clusterii norilor cei mai reci, dar numai dacă există nori superiori și medii în zona de grilă.
Selectarea trasorului se poate face și prin metoda automată, care se bazează pe alegerea corectă a valorilor de radianță asociate pixelilor ocupați de norii trasori. În zona studiată se determină, în primul rând, radianțele norilor, eliminându-se pixelii de uscat. Apoi se elimină și norii Cumulonimbus, deoarece aceștia nu sunt buni trasori pentru determinarea vântului din altitudine, prin excluderea pixelilor asignați lor (cei a căror diferență termică dintre răspunsul în IR și cel în WV mai mică de 3K).
Metoda automată de selectare a trasorului utilizează tehnici de corelație, care exclud erorile ce apar în cazul folosirii metodelor unidimensionale și care sunt determinate de următoarele elemente:
norii nu sunt de aceeași formă și nu au aceeași luminozitate într-un timp de 30 de minute, dintre două imagini succesive METEOSAT;
norii Cumulus mici cresc și/sau dispar;
rezoluția în IR termic a senzorilor satelitari nu sufucientă, de multe ori, pentru a depista un singur nor.
Pentru evaluarea altitudinii trasorului, dacă într-un segment de imagine există mai multe nivele, necesar să se determine care nivel al norului asociat cu deplasarea măsurată (vântul).
Controlul calitativ manual sau automat se bazează pe teste de coerență și constă în compararea datelor calculate cu câmpurile prognozate ale vântului, cu ajutorul unei diagrame de verificare vectorială.
4.2.6.2 Determinarea direcției și vitezei vântului la suprafață
cu ajutorul norilor Cumulus posteriori fronturilor polare
[NUME_REDACTAT] se formează acolo unde există o advecție a aerului rece deasupra unei suprafețe subiacente calde și se află inițial sub forma unor fâșii subțiri, a căror închidere aproximează direcția vântului la suprafață. Fâșiile cele mai înguste apar acolo unde norii se găsesc în faze incipiente de evoluție, cu mică dezvoltare verticală, direcția benzilor definind cu destulă exactitate circulația de la nivelul solului sau pe cea din straturile atmosferice joase. Evoluând, structura de fâșii începe să se destrame în celule, iar celulele deschise se aranjează pe direcții paralele cu componenta verticală a vântului. În apropierea zonei frontale, componenta verticală a vântului este deseori mare și, în acest caz, fâșiile de celule paralele cu aceasta vor fi perpendiculare pe direcția vântului de la sol. Astfel, norii organizați în celule pot fi folosiți ca indicatori ai direcției vântului la suprafață.
Din imaginile norilor observate pe înregistrările satelitare se pot estima vitezele norilor. Un caz special acela al vântului din zona aerului rece din spatele fronturilor polare. Dacă se observă nori organizați în celule închise, vânturile asociate sunt în general sub 40 km/h. Dacă norii sunt organizați în celule deschise, vîntul are viteze de peste 40 km/h. Un caz extrem este acela al norilor organizați în celule care se dispun în linii închise de vortex, care indică vânturi ce depășesc 90 km/h.
4.2.6.3 Estimarea vitezei vântului la suprafață cu ajutorul
„luciului solar” observat pe imaginile satelitare
Strălucirea (luciul) și întinderea zonei de reflexie a imaginii Soarelui pe o suprafață acvatică în funcție de starea de agitație a suprafeței respective. Cum însă starea de agitație a suprafeței de apă depinde de forța vântului din straturile atmosferice joase, luciul solar permite obținerea de informații asupra vitezei vântului de la nivelul apei.
În condiții de mare liniștită, suprafața apei reflectă regulat radiația solară. Dacă senzorul satelitar se află pe direcția radiației solare reflectate de către o suprafață marină, imaginea Soarelui apare mică și înconjurată de o regiune întunecată. Dacă vântul suflă moderat sau tare, marea se ondulează și apar valurile, care produc difuzia radiației incidente, iar imaginea Soarelui apare mai puțin strălucitoare și mai puțin conturată.
Se admite că la vânturi mai mici de 15 km/h, asociate cu o mare calmă, imaginea reflexiei Soarelui reprezintă o pată luminoasă mică și bine conturată, iar la vânturi mai mari de 15 km/h, asociate cu o mare ondulată sau cu valuri, imaginea Soarelui apare ca o pată luminoasă difuză, mai slab conturată.
4.2.6.4 Determinarea direcției vântului din analiza efectelor de „insulă”
Zonele acoperite cu ceață, nori Stratus sau Stratocumulus, prezintă goluri și discontinuități pe imaginile satelitare, în dreptul unor bariere reprezentate, spre exemplu, de o insulă.
Când vântul de la nivelul inferior suflă în direcția barierei, ceața sau norii se îndesesc în partea aflată în vânt a barierei, pe când, în spatele obstacolului, pe partea de sub vânt, se formează o zonă senină.
4.3 Prognoza fenomenelor meteorologice de risc pentru navigația aeriană
4.3.1 Prognoza precipitațiilor
Precipitațiile generale, în cea mai mare parte, sunt determinate de către fronturile atmosferice. Formarea norilor și precipitațiilor se datorează, în aceste cazuri, mișcărilor ascendente regulate ale maselor de aer, care cuprind spații , orizontal și vertical.
La frontul cald și oclus cald precipitațiile cad din norii Altostratus – Nimbostratus și au caracter general; aceste ploi generale concordă cu scăderile maxime ale presiunii la sol. Ele se mai găsesc și în zona fronturilor reci de ordinul I sau în apropierea lanțurilor muntoase.
În majoritatea cazurilor, zonele precipitațiilor generale sunt legate de advecția caldă și coincid cu regiunile de scădere a presiunii. Regiunile de creștere a presiunii indică slăbirea precipitațiilor și încetarea lor. Precipitațiile se produc atât timp cât există mișcări ascendente regulate ale aerului; după încetarea acestora, încetează și precipitațiile.
La frontul cald zona de precipitații se întinde în fața lui, pe o distanță de 300 – 400 km, în centrul ciclonului. Zona de precipitații se îngustează pe măsura îndepărtării de centru, spre periferia ciclonului. Datorită instabilității aerului cald, pe frontul cald pot apărea și averse de ploaie.
Zonele de precipitații se pot extinde, în anotimpul rece, datorită formării norilor Stratus și Stratocumulus de inversiune anticiclonică. Dacă deasupra lor sunt nori formați din cristale de gheață (Cirrostratus, Altostratus) care pot să cadă spre sol, ele determină instabilitatea coloidală a norilor Stratus și Stratocumulus formați din picături de apă suprarăcită. Astfel, la precipitațiile frontului se adaugă și precipitațiile din interiorul masei de aer.
O particularitate a formării precipitațiilor generale se regăsește în părțile anticiclonilor care cuprind zone întinse de inversiuni termice, cu nori Stratus și Stratocumulus, de care se apropie fronturi destrămate. Aici precipitațiile se intensifică și aria lor se lărgește. Situația se întâlnește în fața fronturilor calde, ocluse calde și reci de ordinul I. Dacă norii de deasupra norilor Stratus și Stratocumulus dispar, precipitațiile încetează. Dacă norii Stratus și Stratocumulus, în dezvoltarea lor verticală cuprind și izoterma de -10C, precipitațiile se pot produce în lipsa norilor din cristale de gheață deasupra lor; dacă temperaturile sunt mai mari de -10C, precipitațiile nu se produc.
Primăvara, toamna și în perioadele de dezgheț ale iernii, când la sol temperaturile sunt scăzute, precipitațiile pot fi sub formă de ninsoare sau de ploaie. Dacă izoterma de 0C se situează mai sus de 500 m, precipitațiile sunt sub formă de ploaie, iar dacă izoterma de 0C se situează mai jos de 500 m și temperatura la sol nu depășește 3C, precipitațiile sunt sub formă de ninsoare. Fulgii de zăpadă se pot topi dacă au de străbătut în cădere 500 – 700 m sub izoterma de 0C.
Pentru prognoza precipitațiilor se folosește un limbaj caracteristic, prin indicarea cantității probabile a acestora în următoarele 12 – 24 de ore:
fără precipitații;
precipitații neînsemnate (< 0,3 mm pentru ploaie, < 0,2 mm pentru ninsoare);
ploaie slabă (< 3 mm);
ninsoare slabă (< 1 mm);
ploaie (3 – 8 mm);
ninsoare (1 – 3 mm);
ploaie puternică (> 8 mm);
ninsoare puternică (> 3 mm);
ploaie (ninsoare) de scurtă durată (din Cumulonimbus, < 3 ore).
Asupra grindinii sau caracterului fulgilor de zăpadă se fac precizări aparte în prognoză:
grindină cu > 20 mm sau cădere abundentă de grindină cu mai mic;
ploaia ce depășește cantitatea de 30 mm (pentru litoral 50 mm) în 12 – 24 de ore;
aversele intense de 20 mm/oră;
ninsorile cu cantități > 20 mm în 12 – 24 de ore.
Prognoza precipitațiilor strâns legată de prognoza nebulozității; diferă prognoza diferitelor tipuri de precipitații.
Precipitațiile continue sau aversele frontale pot fi prevăzute în funcție de deplasarea fronturilor și de evoluția lor.
Prognoza precipitațiilor din masele de aer este dificilă, deoarece în momentul elaborării prognozei ele pot să nu existe, nu se cunoaște stratificarea atmosferei sau condițiile locale care pot duce la intensificarea ori diminuarea lor.
[NUME_REDACTAT] și Cumulonimbus sunt formați din picături de apă și cristale de gheață; acestea din urmă cresc prin sublimarea vaporilor de apă pe suprafața lor. Extinderea verticală mare a acestor nori și vitezele verticale din ei determină contopirea rapidă a particulelor noroase și, prin aceasta, căderea precipitațiilor.
Principala cauză a căderii precipitațiilor existența în nori a celor trei faze ale apei: vapori, picături lichide și cristale de gheață. Se mai adaugă extinderea verticală mare și vitezele ale mișcărilor ascendente și descendente din nori, factori ce definesc intensitatea precipitațiilor.
Pentru prognoza precipitațiilor necesar să se cunoască:
genul probabil al norilor și nebulozității;
grosimea stratului de nori;
intensitatea mișcărilor verticale din nori sau, în ultimă instanță, la vârful lor;
structura microfizică și conținutul în apă al norilor.
Prognoza generală a precipitațiilor se elaborează după schema:
a) se prevede deplasarea și evoluția norilor care participă în sistemele noroase ale fronturilor atmosferice care dau precipitații;
se prevede formarea norilor care dau precipitații;
b) se prevede deplasarea zonei de precipitații existente, îngustarea sau extinderea ei, în funcție de evoluția sistemelor noroase, adâncirea sau ocluderea ciclonilor, intensificarea sau destrămarea fronturilor;
în unele cazuri, în jumătatea rece a anului, se extinde zona precipitațiilor din Nimbostratus – Altostratus datorită precipitațiilor din norii de inversiune termică, Stratus – Stratocumulus;
cristalele de gheață care cad din Cirrostratus – Altostratus subțiri intră în norii din picături de apă (Stratus – Stratocumulus), le strică echilibrul coloidal și determină căderea suplimentară de precipitații;
c) se prevede înălțimea izotermei de -10C față de limita superioară a norilor; pentru o mișcare verticală > 0, la această temperatură se formează faza solidă a apei în nori.
Aspectul, forma precipitațiilor se prognozează în funcție de temperatura probabilă la sol și înălțimea probabilă a izotermei de 0C deasupra solului. Pentru o înălțime a izotermei 0C > 500 m și o temperatură la sol > 3C, se prognozează ploaie; pentru o înălțime a izotermei 0C < 500 m și o temperatură la sol < 3C, se prognozează ninsoare.
4.3.1.1. Prognoza burniței
Precipitațiile sub formă de burniță din nori Stratus și Stratocumulus formați din picături fine de apă (până la 0,5 mm diametru), din fulgi foarte mici de zăpadă sau din grăunțe de gheață foarte mici, sunt caracteristice maselor de aer cald din sectoarele calde al ciclonilor. Deseori ele apar ca o consecință a creșterii picăturilor care formează ceața.
În unele cazuri, fronturile calde și ocluse calde produc burnițe în condițiile degenerării precipitațiilor continue și, foarte rar, toamna, prin degenerarea averselor. Durata căderii lor poate ajunge la câteva ore.
Deosebirea esențială între formarea burniței și formarea precipitațiilor generale sau averselor constă în faptul că stabilitatea coloidală, în primul caz, se schimbă fără participarea cristalelor de gheață. La formarea precipitațiilor contribuie neomogenitatea dimensiunilor picăturilor, formarea picăturilor mai fiind legată de coagularea picăturilor mici, datorită turbulenței din nor.
Precipitațiile sub formă de burniță sunt posibile doar în cazurile în care dezvoltarea verticală a norilor nu depășește nivelul izotermei de -10C. În general, burnița se produce când la sol temperaturile sunt apropiate de 0C. La o înălțime mică de la sol, în acest caz, de multe ori are loc inversiunea termică, iar la limita superioară a stratului inversiunii, temperatura este pozitivă.
Burnița se produce când aerul tropical cald și umed din și pătrunde pe uscat în sectoarele calde ale ciclonilor care se adâncesc. Aceasta se observă și în regiunile marilor anticicloni continentali, cu mase de aer maritim.
Burnița se mai produce la periferia anticiclonilor și în zonele frontale destrămate.
Pe fronturile calde și ocluse calde, când scăderea presiunii neînsemnată ori crește ușor, se pot produce burnițe.
4.3.1.2 Prognoza precipitațiilor continue
Precipitațiile continue sunt caracteristice norilor Nimbostratus și, mai rar, Altostratus; sunt formate din picături cu diametrul mai mare de 0,5 mm sau din fulgi de zăpadă.
Precipitațiile continue sunt specifice fronturilor calde și ocluse calde, putând cădea și din cauza altor fronturi atmosferice. Ele pot fi slabe (apropiate de burniță), moderate și puternice; pot cădea continuu sau cu intermitență și sunt de lungă durată (de la câteva ore la câteva zile).
4.3.1.3 Prognoza precipitațiilor averse
Precipitațiile sub formă de averse sunt caracteristice norilor Cumulonimbus termici și, mai rar, Cumulonimbus dinamici, în contextul unei turbulențe puternice. Sunt formate din picături de apă (până la 5 mm diametru) sau fulgi de zăpadă, uneori măzăriche tare sau grindină.
Aversele sunt frecvente în masele de aer instabil și însoțesc fronturile reci și ocluse reci. Deseori sunt însoțite de oraje și grenuri.
Aversele pot fi slabe, moderate și puternice, dar întotdeauna de scurtă durată. Se pot repeta la intervale scurte de timp, datorită deplasării următorilor nori Cumulonimbus.
În unele cazuri se observă trecerea de la precipitații continue la averse:
în apropierea frontului cald, când aerul cald instabil;
în cazul fronturilor ocluse ce se caracterizează prin sistem noros complex;
în cazul special al frontului rece de ordinul II, când sistemul noros prefrontal mult etalat, cu caracter .
În alte cazuri se observă trecerea averselor în precipitații continue: în spatele frontului rece de ordinul I, în spatele frontului oclus rece, în apropierea centrului ciclonului.
Pentru prognoza grindinei se ține cont de dezvoltarea verticală a norilor Cumulonimbus, care trebuie să cuprindă izoterma de -20C. În condițiile unei mari instabilități a aerului umed, a unor temperaturi coborâte la nivelul de 700 mb și 500 mb, chiar mai sus, a unor temperaturi coborâte la sol, trebuie prognozată grindina.
Cele mai favorabile condiții pentru căderea aveselor sunt următoarele:
umezeală mare la sol;
gradientul termic vertical > gradientul adiabatic umed u, fără existența straturilor de inversiune sau izotermie;
variabilitate mare a vântului cu înălțimea, în special o rotire spre stânga ce caracterizează advecția rece la înălțime; în condițiile unei mici scăderi a temperaturii la sol, aceasta duce la creșterea instabilității masei de aer;
poziție relativ joasă a liniei cristalizării intense (-10C); în anotimpul rece pot fi averse chiar din Cumulonimbus aplatizați, asemănători cu Stratocumulus;
neuniformitatea suprafeței solului, care facilitează dezvoltarea convecției termice și dinamice.
Condițiile necesare formării averselor puternice asociate cu oraje sunt următoarele:
grosime mare a stratului de convecție instabil (60 – 100 mb sau mai mult);
abatere mare spre dreapta a curbei de stare față de curba de stratificare (> 3C) de pe diagrama aerologică, în stratul dintre nivelul de condensare și nivelul de convecție;
înălțime mare a nivelului convecției libere (mai sus de nivelul de 400 mb);
umezeală relativă mare în stratul dintre 850 și 500 mb (60 – 70%):
valoare mare pentru temperatura punctului de rouă la sol: Tmax – Td < 12.
Aversele slabe se produc după-amiaza dacă:
grosimea stratului de convecție instabil numai de 20 – 40 mb;
abaterea spre dreapta a curbei de stare față de curba de stratificare mică; dacă mai mică de 1, aversele se vor produce numai după ora 18.00;
grosimea stratului de convecție instabil de 10 – 30 mb, umezeala relativă în stratul 850 – 500 mb sub 50%, dar abaterea curbelor mare (> 4C).
Din analiza calculelor efectuate după diagrama aerologică rezultă că înălțimea minimă critică a norilor Cumulonimbus care dau precipitații este de 2,2 km la câmpie și de 3,2 km la munte, iar înălțimea minimă critică a norilor Cumulonimbus care dau oraje este de 4,5 km, cu o temperatură la vârf de -23C.
4.3.2 Prognoza ceții
4.3.2.1 Cețurile de răcire
Ceața de radiație se produce ca urmare a scăderii nocturne a temperaturii aerului la sol, în raport cu valoarea inițială a punctului de rouă, condiționată de răcirea radiativă a suprafeței solului.
Cele mai favorabile condiții meteorologice pentru formarea ei sunt următoarele:
cer senin sau nebulozitate redusă, noaptea;
vânt slab (0,2 – 3 – 4 m/s);
deficit de saturație inițial mic, umezeală relativă mare seara (> 60%), umezirea aerului seara datorită ploii;
sol uscat;
strat de inversiune la sol (50–300 m);
relief concav, ce facilitează acumularea aerului rece în depresiuni.
Condițiile sinoptice care favorizează formarea ceții de radiație se găsesc în anticiclonii continentali puțin mobili, care s-au format în masele de aer cu umezeală suficientă, pe axa dorsalelor acestor anticicloni.
Ceața de radiație se formează iarna, când ziua foarte mică; vara și în perioadele de tranziție se formează datorită răcirii radiative. Are o grosime verticală de până la 300 m de la sol.
Pentru prognoza ceții de radiație trebuie cunoscut: dacă va fi ceață și când; vizibilitatea minimă și grosimea verticală; extinderea orizontală și când se va risipi; ce fel de vânt suflă.
Pentru a preciza dacă se produce ceață sau nu, necesar să se determine temperatura formării ceții (TT) și temperatura minimă la sol (Tn). Când TT > Tn, ceața posibilă, iar când TT < Tn, ceața nu se produce.
Pentru calcularea TT se ia valoarea inițială a temperaturii punctului de rouă, corectată cu scăderea sa posibilă până în momentul formării ceții (Td) și după aceea (Td’): TT = Td – Td – Td’.
se face după relațiile:
iarna: T13 = 1/2 (T13 – Td13) – 6 = Tn-iarna
vara: T19 = 1/2 (T19 – Td19) – 4 = Tn-vara
T13 și T19 sunt temperaturile reale la orele respective, iar Td13 și Td19 sunt temperaturile punctului de rouă la orele respective.
Momentul apariției ceții poate fi prevăzut din raportul T–TT/T–Tn = TT/Tn. Dacă raportul are valoarea 0 la apusul Soarelui și 0,5 la răsărit, ceața se va produce imediat. Dacă raportul are valoarea 1, ceața se va produce la o oră după răsăritul Soarelui și va avea o grosime de la sol de 100 m vara și peste 100 m iarna.
Împrăștierea ceții în funcție de întinderea ei orizontală și verticală, loc și anotimp. Vara, ceața de radiație se împrăștie la 1 – 2 ore după răsărit, toamna la 3 – 4 ore după răsărit, iar iarna poate persista toată ziua, dacă nu se schimbă condițiile sinoptice. Dacă se schimbă condițiile sinoptice, ceața de radiație poate să dispară la orice oră din zi sau din noapte.
TR = Td18 – TR TR este temperatura de risipire a ceții, iar TR este încălzirea suplimentară pentru risipirea ceții, analogă cu răcirea suplimentară pentru formarea ei (Td).
Ceața de advecție se produce ca urmare a răcirii unei mase de aer relativ cald și umed, în procesul de deplasare dintr-o regiune în . Concomitent, se formează nori Stratus și Stratocumulus, iar ceața poate să constituie un rezultat al coborârii acestor nori.
În apropierea solului răcirea masei de aer mult mai intensă și deseori, când plafonul de Stratus și Stratocumulus jos, se produce și ceața în stratul de aer de lângă sol.
Cețurile advective se pot forma la orice oră din zi sau din noapte. Apar în sectoarele calde ale ciclonilor și la periferiile anticiclonilor.
Cețurile de advecție sunt mai frcvente în apropierea litoralului , cu ocazia deplasării aerului cald de pe mare deasupra uscatului rece. Vara se formează deasupra mării, la o circulație inversă.
Cele mai favorabile condiții meteorologice pentru formarea acesteia sunt următoarele:
diferență pozitivă mare între temperatura aerului și temperatura suprafeței solului;
viteză redusă a vântului deasupra uscatului și moderată deasupra mării;
apropierea aerului de starea de saturație înaintea trecerii deasupra unei suprafețe reci;
stratificare termică stabilă a atmosferei.
La prognozarea ceții advective se ține seama și de:
deplasarea cețurilor deja existente, dacă se păstrează condițiile de formare sau de menținere a lor;
circulația estică pentru sudul României și circulația sud-estică pentru estul României (cazuri generale);
variațiile advective ale temperaturii aerului și ale temperaturii punctului de rouă;
posibilitatea coborârii plafonului.
Factorii care duc la risipirea ceții de advecție:
îngustarea sectorului cald al ciclonului în procesul de ocludere;
încetarea advecției calde datorită schimbării direcției vântului sau atingerii temperaturii de echilibru în masa de aer respectivă;
coborârea valorii temperaturii punctului de rouă în urma condensării (sublimării) vaporilor de apă la sol;
creșterea, în stratul limită, a valorii gradientului termic vertical, prin scăderea umezelii relative cu înălțimea și creșterea schimbului turbulent vertical, intensificarea vântului;
precipitarea ceții și căderea de burniță sau precipitații abundente.
Ceața advectiv-radiativă se formează din cauze advective și radiative. Prognoza se elaborează conform schemei pentru ceața de radiație, prin considerarea suplimentară a contribuției advecției.
Ceața orografică (de pantă) se prognozează prin considerarea direcției vântului în raport cu panta orografică, a umezelii și stabilității aerului ascendent.
4.3.2.2 Cețurile de evaporare
Se formează deasupra suprafețelor acvatice în condițiile în care temperatura suprafeței apei mult mai mare decât temperatura mediului înconjurător. Se produc în special când diferența de temperatură mai mare sau egală cu 10C și umezeala relativă depășește 70%.
Se observă deasupra golfurilor, mărilor arctice care nu îngheață, la marginile ghețarilor; deasupra râurilor, toamna și iarna, dacă nu îngheață.
Ceața frontală se formează când deasupra aerului rece de la sol se situează un strat de aer mult mai cald; evaporarea picăturilor de ploaie relativ calde favorizează formarea ceții. Mai apare și când dimensiunile picăturilor de ploaie sunt apropiate de cele ale burniței.
În formarea ceții frontale un rol deosebit au umezirea stratului de aer de la sol prin căderea precipitațiilor și evaporarea din solul umed, amestecul turbulent și răcirea advectivă a aerului.
În cazul unei turbulențe foarte intense, aerul umed ascendent suferă o răcire adiabatică suplimentară, ceea ce duce la formarea unui nivel secundar de condensare, la o înălțime de câteva sute de m. De-a lungul acestui nivel se formează nori pannus.
Ceața de evaporare poate apărea după căderea ploii, în fața frontului rece, pe o suprafață deosebit de caldă. Răcirea ulterioară, determinată de trecerea frontului, poate duce la formarea ceții, deasupra unui sol uscat sau mlăștinos.
Ploaia din picături și ninsoarea abundentă concură la risipirea ceții de evaporare.
Imaginile 47-48, 49-50 și 51, 52 ilustrează patru situații de manifestare a ceții la aerodromul [NUME_REDACTAT], foarte bine exprimată pe imagini satelitare. Astfel, în perioada 20-22.01.2008, ceața de advecție extinsă peste întreaga regiune sudică și sud-estică a României, precum și în bazinul sud-vestic al [NUME_REDACTAT], foarte bine discernabilă pe imaginile satelitare IR (fig. 47-48), a interzis practic orice activitate aeronautică militară sau civilă la aerodromul [NUME_REDACTAT], pentru trei zile consecutiv.
Fig. 47 – Ceață de advecție – imagine [NUME_REDACTAT],
20.01.2008; 08:00 UTC
Fig. 48 – Ceață de advecție – imagine [NUME_REDACTAT],
22.01.2008; 12:00 UTC
Fig. 49 – Ceață de radiație – imagine [NUME_REDACTAT],
11.01.2008; 08:00 UTC
Fig. 50– Ceață de radiație – imagine IR NEMOC Europa – 11.01.2008; 08:00 UTC
Fig. 51 – Ceață de radiație persistentă – imagine [NUME_REDACTAT],
11.01.2008; 14:00 UTC
Fig. 52 – Ceață de radiație – analiza sinoptică de sol și câmpul nebulozității,
16.01.2008; 06:00 UTC
4.3.3 Prognoza trenelor de condensare
În anumite cazuri, zborul avioanelor la înălțimi cuprinse între 7 și 12 km asociat cu producerea unor trene noroase, groase de câteva sute de m până la 1,5 – 2 km, asemănătoare norilor Cirrocumulus.
Cauza apariției trenelor de condensare condensarea și sublimarea vaporilor de apă, în urma arderii amestecului carburant. Pentru ardere, 1 kg de amestec carburant are nevoie de 11 kg de aer; rezultă 12 kg de gaze arse, în care sunt 1,4 kg de vapori de apă. Prin combinarea gazelor arse cu aerul atmosferic se modifică temperatura și umezeala acestuia din urmă: umezeala relativă crește datorită surplusului de apă, în prima fază, dar scade iarăși din cauza temperaturii ridicate a gazelor arse. Când cantitatea de vapori de apă din gazele arse influențează într-un grad mare umezeala relativă a aerului atmosferic la înălțimea respectivă, se formează trenele de condensare.
Pentru determinarea înălțimii limitelor inferioară și superioară a stratului de formare a trenelor de condensare se folosește diagrama aerologică. Din practică s-a constatat că, în peste 85% din cazuri, trenele de condensare se formează unde curba de stratificare întretaie curbele umezelii relative de 60% și 0% (curbele umezelii relative sunt preconstruie pe diagrama aerologică astfel: 100% – în jurul izogramei de 0,3 g/kg; 60% – în jurul izogramei de 0,15 g/kg; 0% – în jurul izogramei de 0,1 g/kg).
Formarea trenelor de condensare este asemănătoare cu formarea ceții de ger și are loc, de obicei, la temperaturi cuprinse între -43C și -65C.
Cu cât umezeala relativă a aerului la înălțimea de zbor mai mare, cu atât crește probabilitatea formării trenelor de condensare. Trenele noroase stabile se formează în părțile anterioare ale ciclonilor, înaintea invaziei norilor superiori, sau când ei sunt deja vizibili. Trenele noroase instabile se formează în sectoarele posterioare ale ciclonilor în curs de umplere și în câmpurile barice cu gradienți mici, când se dezvoltă mișcări convective. În părțile centrale ale anticiclonilor nu se formează trene de condensare.
Limita inferioară a trenelor de condensare corespunde nivelului la care umezeala specifică de saturație 10 g/kg în raport cu gheața, sau 0,15 g/kg în raport cu apa. Limita superioară a trenelor de condensare , de obicei, tropopauza.
4.3.4 Prognoza viscolului
Prognoza viscolului se bazează pe prognoza vântului și considerarea stratului de zăpadă.
Apariția viscolelor determinată de următoarele condiții meteorologice și sinoptice:
vânt moderat sau puternic;
temperatură a aerului negativă;
ninsoare cu vânt puternic;
strat de zăpadă uscată, pufoasă, formată în special pe o pojghiță de gheață; zăpadă uscată căzută pe o pojghiță de gheață;
zonele limitrofe între cicloni și anticicloni în intensificare, unde se produc gradienți barici și vânturi puternice;
talvegurile ciclonilor sudici care se deplasează spre nord și nord-est, din Mediterana și [NUME_REDACTAT], când anticiclonul nord-est european întinde o dorsală până în centrul Europei, sau un anticiclon care coboară din Groenlanda prin Norvegia, spre centrul Europei (Polonia);
zonele ninsorilor frontale din ciclonii care se adâncesc;
părțile posterioare ale ciclonilor unde, în masa de aer instabil, pe timp cu vânt puternic, apar viscole cu transport de zăpadă la înălțimi, dar și averse de ninsoare și viscole obișnuite.
4.3.5 Prognoza orajelor
Orajele frontale se produc pe fronturile atmosferice și se deplasează odată cu acestea. Pentru prognoza orajelor frontale se folosește metoda curentului director.
În imaginile 53-54 ilustrată evoluția nebulozității cumuliforme frontale observate în arealul aerodromului , deasupra uscatului.
Orajele din interiorul maselor de aer se produc în mase de aer instabile, centrele orajoase deplasându-se odată cu acestea. Cele mai favorabile condiții pentru producerea acestor oraje se regăsesc în:
masele de aer umed instabil, cu umezeala specifică în stratul de aer de la sol mai mare de 12 g/kg, în cazul încălzirii puternice a acestui strat;
câmpurile barice destrămate;
ciclonii slab conturați sau ciclonii în curs de umplere;
sectoarele calde ale ciclonilor;
periferiile vestice ale anticiclonilor.
Alte condiții necesare producerii orajelor din interiorul maselor de aer:
dezvoltarea verticală a norului orajos: 4 – 5 km;
viteza mișcărilor verticale din nor peste 10 m/s;
dezvoltarea norului orajos peste înălțimea izotermei de -20C;
energie pozitivă de instabilitate mare.
Nu se produc oraje când:
T – Td > 13C în stratul 850 – 700 mb;
(T – Td)700 + (T – Td)600 > 28C;
T850 – T500 < 21C;
Td1000 < 15,5C;
advecția aerului uscat, cald sau rece, se face la nivel inferior (advecția rece la înălțime favorizează creșterea instabilității);
nivelul de cristalizare (izoterma de -20C) se află sub 3.600 m.
Fig. 53 – [NUME_REDACTAT] congestus, Cumulonimbus capilatus și Cumulonimbus incus
(30 km vest de aerodrom; 07.07.2007, 14:00)
Fig. 54 – Complex de nori Cumulonimbus cu oraje, pe front rece principal
(la aerodrom; 07.07.2007; 22:00)
În imaginile 55-58 ilustrată evoluția nebulozității cumuliforme local-termice observate în arealul aerodromului , deasupra mării și deasupra uscatului.
Fig. 55 – [NUME_REDACTAT] capilatus, Cumulonimbus calvus, Cumulonimbus incus
și Cirrus, deasupra (40 km est de aerodrom; 18.07.2007, 12:00)
Fig. 56 – [NUME_REDACTAT] congestus și Cumulonimbus calvus în dezvoltare
(20 km nord-vest de aerodrom; 20.06.2006, 11:00)
Fig. 57 – [NUME_REDACTAT] humilis și Cumulus mediocris în dezvoltare,
plafon 1400m (la aerodrom; 20.06.2006, 13:00)
Fig. 58 – [NUME_REDACTAT] congestus și Cumulonimbus în dezvoltare,
plafon 900 m (la aerodrom; 20.06.2006, 15:00)
Imaginea 59 reprezintă un produs de ultimă generație al rețelei de detecție a fulgerelor din [NUME_REDACTAT] [NUME_REDACTAT], extrem de importantă în diagnoza și prognoza orajelor. Acest gen de imagini se actualizează la un interval de 10 minute și permit urmărirea precisă a traiectoriilor și evoluției norilor orajoși.
Fig. 59 – Distribuția fulgerelor în ultimele 90 minute – secțiunea sud-est România
(28.08.2007, 10:48 UTC)
4.3.6 Prognoza grindinii
Prognoza grindinii strâns legată de prognoza orajelor.
Când sunt posibilități de înghețare a picăturilor de apă, într-un regim de umezeală mare, se formează grindina. Într-o zonă mai uscată se formează zăpada grăunțoasă sau fulgii de zăpadă.
Dimensiunile grindinii depind nu doar de viteza maximă a curentului ascendent din nor, ci și de înălțimea izotermei de 0C față de sol; “boabele” de gheață se topesc până la sol, într-o anumită proporție.
Căderea grindinii se produce în contextul unor procese sinoptice. Pentru prognoză se analizează condițiile sinoptice generale și particulare de producere a grindinii și se determină dimensiunile probabile ale ei.
4.3.7 Prognoza vijeliei
Prognoza vijeliei , de asemenea, strâns legată de prognoza orajelor.
Vijeliile frontale se produc între orele 14.00 și 17.00, când instabilitatea cuprinde întreaga troposferă. Ele se dezvoltă în sectoarele calde ale ciclonilor, în părțile lor posterioare și pe talveguri (unde se produce convergența curenților de aer).
Vijeliile din interiorul maselor de aer apar vara în masele reci maritime, în urma talvegurilor foarte întinse.
Pentru dezvoltarea vijeliilor sunt necesare următoarele condiții:
umezeală specifică mare a stratului de aer de lângă sol (10 g/kg și mai mult);
instabilitatea masei de aer;
temperatură ridicată în fața frontului (30C și mai mult);
existența unui front rece sau oclus rece caracterizat prin contraste termice (25 – 35C, iar în zona cu precipitații 8 – 10C);
creștere apreciabilă a presiunii în spatele frontului (3 – 5 mb în 3 ore);
deplasare lentă a frontului rece, deseori nord-est – sud-vest sau nord – sud, mai ales în partea superioară a sectorului cald, unde gradienții barici la sol sunt mici;
divergența curenților slabi de sud sau sud-vest (difluența izohipselor) în partea posterioară, estică a talvegului baric din altitudine (pentru vijeliile din masele de aer);
difluența izohipselor și o scădere însemnată a vitezei vântului în zona curentului-jet (pentru grenurile frontale); toate vijeliile se observă în sectorul anticiclonic al curentului-jet.
Fig. 60 – Formarea vijeliilor frontale
izobare la sol
izohipse la nivelul de 300 mb
curentul-jet
zona dezvoltării vijeliei
vântul la nivelul de 300 mb
24, 33, … temperaturi la sol
În această situație tipică de dezvoltare a vijeliei pe front, viteza vântului de 50 km/h, iar
viteza grenului de 90 km/h; zona de vijelie are 40 km lățime și 450 km lungime.
Pentru deplasarea vijeliilor în următoarele 3–6 ore s-a încercat stabilirea unor corelații între scăderea probabilă a temperaturii în cazul averselor de ploaie și viteza maximă a vântului în timpul grenului.
Vmax = 5+2,5T (m/s) T = T0 – 0
T0 -temperatura probabilă la sol înaintea ploii;
0 -temperatura potențială a termometrului umed, obținută prin deplasarea pe adiabata umedă, de la nivelul la care temperatura termometrului umed 0, până la sol (pe diagrama aerologică).
La trecerea frontului atmosferic, în fața sa la 200 km și în spatele său la 100 km față de punctul de prognoză, se consideră următoarele:
viteza curentului de aer descendent care atinge solul cu atât mai mare cu cât sunt mai ”puterea” norului (distanța verticală dintre nivelul de condensare și nivelul de convecție) și energia de instabilitate (devierea curbei de stare față de curba de stratificare de pe diagrama aerologică);
viteza maximă posibilă a vântului în timpul vijeliei este funcție de grosimea stratului de nori dintre nivelul de condensare și izoterma de 0C: dacă grosimea norului este de 300 mb, viteza maximă posibilă a vântului va fi de 40 m/s, la 340 mb – 35 m/s, la 380 mb – 30 m/s, la 420 mb – 25 m/s, la 440 mb – 20 m/s;
vijelia puternică posibilă numai în cazul unui vânt puternic în straturile atmosferice înalte.
Imaginile 61-63 ilustrează evoluția unei situații frontale complexe, generatoare de linii de gren, foarte bine vizibile pe imagini satelitare.
Fig. 61 – Linii de gren – analiza sinoptică de sol și câmpul nebulozității,
12.04.2007; 00:00 UTC
Fig. 62 – Linii de gren – imagine IR METEOSAT Europa – 12.04.2007; 08:00 UTC
Fig. 63 – Linii de gren – imagine IR METEOSAT [NUME_REDACTAT] – 12.04.2007; 08:00 UTC
Imaginile 64-67 ilustrează evoluția situației sinoptice generatoare de vijelie și trombă în sud-estul României, din 12.08.2002, pe imagini satelitare și radar .
Fig. 64 – Vijelie/trombă – imagine Europa – 12.08.2002; 14:00 UTC
Fig. 65–Vijelie/trombă – imagine [NUME_REDACTAT] – 12.08.2007; 14:00 UTC
Fig. 66 – Vijelie/trombă – imagine radar meteo [NUME_REDACTAT],
12.08.2002; 16:20 LT (cantitatea de precipitații)
Fig. 67 – Vijelie/trombă – imagine radar meteo [NUME_REDACTAT],
12.08.2002; 16:20 LT (vârful norilor)
4.3.8. Prognoza furtunilor de praf sau de nisip
Prognoza furtunilor de praf sau de nisip se reduce la prognoza vânturilor puternice, în funcție de specificul general al solului, particularitățile stratului vegetal – unde există – și de gradul de fixare a stratului superior al solului.
Din punct de vedere sinoptic, mare importanță prezintă furtunile de praf legate de existența fronturilor atmosferice. Deplasarea lor se face odată cu frontul, întinderea verticală a transportului de praf fiind apreciabilă. De regulă, furtunile de praf se datorează fronturilor reci de ordinul II, cu mare viteză de deplasare.
Praful ridicat de furtunile frontale nu se depune imediat după trecerea frontului și slăbirea vântului; se crează o zonă de pâclă uscată, care slăbește cu timpul, dar transportată la distanțe foarte .
foarte important să se cunoască timpul căderii ultimelor precipitații. În cazul secetei îndelungate, straturile superioare ale solului sunt spulberate de vânturile puternice. Trebuie considerate secetele îndelungate din primăverile timpurii (martie – începutul lui aprilie), când zăpada s-a topit și solul s-a uscat repede, nefiind fixat de vegetație.
Furtunile provocate de vânturile de est, la periferiile sudice ale anticiclonilor, care suflă uneori zile întregi, sunt foarte intense.
Furtunile de praf frontale se întind de-a lungul frontului, pe sute de km, având o lățime de 200 – 300 km. Datorită curenților ascendenți praful ridicat până la înălțimi de 4 – 4,5 km și mai mult. De regulă, aceste furtuni sunt determinate de frontul rece de ordinul II, rareori putându-se produce pe frontul cald.
În cazul furtunilor de praf din interiorul maselor de aer, condițiile favorabile apariției lor se datorează gradienților barici orizontali , care se crează la sol în părțile anterioare ale anticiclonilor care se intensifică brusc, rezultând vânturi puternice. Cea mai intensă regiune de furtuni acolo unde variația de semne contrare a presiunii cuprinde zone în contact direct.
Furtunile de praf din masele de aer se generează la periferiile sudice și sud-vestice ale anticiclonilor și în regiunile dintre un anticiclon și un ciclon în adâncire.
Un rol important în formarea furtunilor de praf au condițiile orografice. Uneori chiar lanțurile muntoase nu prea înalte contribuie la convergența izobarelor și a izotermelor, la mărirea gradienților barici orizontali. Scurgerea continuă a aerului rece prin numeroase defilee generează furtuni de lungă durată.
4.3.9 Prognoza givrajului
Pentru prognoza givrajului se determină limitele straturilor de nori și înălțimile izotermelor de 0C, -10C și -20C din aceste straturi noroase. foarte probabilă între înălțimile izotermelor de 0C și -10C, unde predomină picăturile de apă suprarăcite în compoziția norilor. Este posibilă givrarea și între -10C -20C, dar mai puțin probabilă deasupra înălțimii izotermei de -20C, unde predomină cristalele de gheață în nori. Au fost cazuri când s-a format givraj la -40C, în nori Cumulonimbus, la partea cirriformă.
extrem de probabil în norii formați din picături de apă suprarăcită: Stratus, Stratocumulus, Cumulus, Nimbostratus la partea inferioară. În norii cu structură mixtă (Altostratus, Nimbostratus la partea superioară) givrajul mai puțin probabil. În norii formați din cristale de gheață (Cirrus, Cirrostratus) nu se observă givraj, doar în vârfurile norilor Cumulonimbus care ajung la aceste înălțimi.
În zona unui front cald bine conturat, de regulă, nu se produce givraj; în cazul unui front mai puțin activ, givrajul posibil. La zborul în apropierea frontului un givraj puternic se întâlnește în zona precipitațiilor suprarăcite sau a burniței de sub nori.
4.3.10 Prognoza poleiului
Poleiul în interiorul masei de aer se formează în cazul advecției calde, când temperaturile la sol sunt negative și dacă există o nebulozitate stratiformă suficient de groasă ca să cadă burniță.
În astfel de cazuri este caracteristică existența unui strat de inversiune termică cu limita inferioară la înălțimea de 500 – 1.000 m și limita superioară la 1.500 m, unde temperatura este pozitivă. Astfel de condiții se întâlnesc iarna, în sectoarele calde sau părțile anterioare ale ciclonilor, ca și la periferiile vestice și nordice ale anticiclonilor.
Poleiurile frontale se produc, mai ales, în fața fronturilor calde. Aceste depuneri sunt cele mai intense și cele mai periculoase.
Pentru poleiurile frontale caracteristică schimbarea bruscă a temperaturilor negative prefrontale prin temperaturi pozitive postfrontale. În fața frontului se observă un strat de inversiune cu valori termice pozitive la partea superioară.
În unele cazuri depunerile de polei sunt legate de deplasarea fronturilor reci de ordinul I, mai ales dacă pe ele apar unde frontale.
Dacă în timpul formării poleiului se produce și un vânt tare, depunerea stratului de gheață deosebit de intensă, având caracter distructiv.
Prognoza poleiului se bazează pe rezultatele prognozei precipitațiilor și a stării lor de agregare, precum și pe prognoza deplasării fronturilor atmosferice și a zonelor de precipitații. Prin efectuarea de calcule suplimentare pe hărțile TA 850 mb se poate preciza probabilitatea fomării poleiului.
4.3.11 Prognoza turbulenței
Prognoza turbulenței , de asemenea, strâns legată de prognoza orajelor.
Pentru prognoza turbulenței se ține cont de următoarele:
analiza proceselor sinoptice în contextul cărora are loc dezvoltarea mișcărilor verticale convective intense, mai ales formarea norilor Cumulonimbus;
analiza proceselor care permit dezvoltarea unei turbulențe intense la înălțimea de zbor;
toate zonele cu gradienți orizontali și verticali eolieni , nu doar de zonele vântului maxim și ale curentului-jet;
posibilitatea dezvoltării mișcărilor ondulatorii, în special deasupra munților.
Turbulența poate apărea în partea ciclonică a curentului-jet și în delta ZFPI (în special unde curbura izohipselor anticiclonică).
posibilă în următoarele condiții:
viteza vântului > 25 m/s;
gradientul vertical eolian > 10 m/s/km înălțime;
gradientul orizontal eolian > 5 m/s/100 km;
gradientul vertical al direcției vântului > 15/km înălțime;
intensificarea vântului > 10 m/s în 6 ore;
gradientul termic orizontal > 2C/100 km;
gradientul termic vertical > 7C/km înălțime;
prezența norilor cu dezvoltare verticală.
Turbulența se poate prognoza într-o regiune, cu o probabilitate de 80%, dacă cel puțin 3 – 4 dintre condițiile de mai sus sunt îndeplinite simultan.
A N E X E
Fig. 1 – Proceduri de apropiere instrumentală dinspre nord cu NDB
Fig. 2 – Proceduri de apropiere instrumentală dinspre sud cu NDB
Fig. 3 – Proceduri de apropiere instrumentală dinspre nord cu ILS/DME
Fig. 4 – Proceduri de apropiere instrumentală dinspre sud cu ILS/DME
Fig. 5 – Proceduri standard de intrare la aterizare dinspre nord
Fig. 6 – Proceduri standard de intrare la aterizare dinspre sud
Fig. 7 – Proceduri standard de decolare spre nord
Fig. 8 – Proceduri standard de decolare spre sud
Copyright Notice
© Licențiada.org respectă drepturile de proprietate intelectuală și așteaptă ca toți utilizatorii să facă același lucru. Dacă consideri că un conținut de pe site încalcă drepturile tale de autor, te rugăm să trimiți o notificare DMCA.
Acest articol: Riscurile Meteorologice Si Climaterice (ID: 2006)
Dacă considerați că acest conținut vă încalcă drepturile de autor, vă rugăm să depuneți o cerere pe pagina noastră Copyright Takedown.