Influenta conditiilor meterorologice asupra activitatii aeronautice Conducător științific: Prof. Univ.dr. Traian ANASTASIEI Autor: Slt. Bogdan… [303363]

MINISTERUL APĂRĂRII NAȚIONALE

ACADEMIA FORȚELOR AERIENE

„HENRI COANDĂ”

REFERAT

Influenta conditiilor meterorologice asupra activitatii aeronautice

Conducător științific:

Prof. Univ.dr. Traian ANASTASIEI

Autor:

Slt. Bogdan PĂRĂIAN

CUPRINS

INTRODUCERE …………………………………………………………………………………..3

Ceața………………………………………………………………………………………………..4

1.1Clasificarea ceții………………………………………………………..4

Viscolul……………………………………………………………………………………………7

2.1Direcția si viteza vântului în timpul viscolului……………………………8

2.2Conditiile sinoptice de producere a viscolelor………………………….9

Orajele……………………………………………………………………………………………..10

3.1 Formarea norilor Cumulonimbus si clasificarea orajelor……….……..10

Norii ……………………………………………………………………………………………….13

Formarea norilor…………………………………………………………………………..13

4.2Clasificarea norilor……………………………………………………………………….14

4.3Descrierea norilor…………………………………………………………………………15

Precipitațiile……………………………………………………………………………………..18

5.1Conditiile de zbor in fiecare tip de nori…………………………………19

Vantul……………………………………………………………………………………………..19

Givrajul……………………………………………………………………………………………21

7.1Procesul de formare……………………………………………….……………21

7.2.Clasificarea givrajului…………………………………………………………21

7.3Givrajul in norul Cumulonimbus si in zonele frontale………………..23

BIBLIOGRAFIE……………………………………………………………………………………24

Introducere

Meteorologia se poate emper ca fiind acea ramură a [anonimizat], [anonimizat], în scopul elaborării unor previziuni cât mai exacte privind evoluția vremii dintr-o [anonimizat] o anumită perioadă de timp. [anonimizat], în înlănțuirea lor și în interacțiunea cu celelalte învelișuri ale Pământului.

În timp, s-[anonimizat]:

– meteorologia sinoptică,

– meteorologia dinamică,

– climatologia,

– [anonimizat], [anonimizat].

[anonimizat], [anonimizat], activităților tehnologice pe mare.

Până în 1835, meteorologia a fost emperatu astronomiei. Meteorologia se mai numește și fizica atmosferei.

Metodele folosite în emperature

Metoda de bază este observația. Aceasta poate fi vizuală sau intrumentală. Cea emperature, efectuată cu ajutorul aparatelor emperat, poate fi, în funcție de perioada la care se execută:

– sinoptică – din 3 în 3 ore;

– climatologică – din 6 în 6 ore;

– orară sau vizuală – din oră în oră.

CEAȚA

Generalități

Condensarea vaporilor de apă în imediata apropiere a suprafeței terestre, determină apariția de picături de apă sau cristale de gheață, în general microscopice, care se află în suspensie în aer. Prezența lor în aer micșoreză gradul de transparență al aerului atmosferic(vizibilitatea). Aceste picături lichide și cristale de gheață sunt de diferite ordine de mărime. Astfel, raza picăturilor de apă din ceață pentru temperaturi pozitive variază între 1 micron și pînă la 50-60 microni, iar pentru temperaturi negative,între 2 și 5 microni.

În funcție de reducerea vizibilității se deosebesc:

Aerul cețos, cînd limita inferioară a vizibilității este redusă pînă la 1 km.

Ceața, când limita inferioară este redusă sub 1 km. Avem: ceață foarte densă(vizibilitate pînă la 50m), densă(vizibilitate între 50 și 200m), moderată(vizibilitate între 200 și 500m) și slabă(vizibilitate între 500-1000m).

Ceața este fenomenul de condensare a vaporilor de apă din stratul de aer din imediata apropiere a suprafeței mării sau uscatului, sau coborârea bazei unui nor stratus pana la nivelul apei sau uscatului.

Ceața se poate forma atât la emperature emperat cât și la emperature negative, picăturile de apă care formează ceața fiind cu atât mai mici cu cât emperature este mai coborâtă.

Ceața poate fi intâlnită la emperature de -40°C, emperature la care ea este formată din microcristale de gheață și picături de apa in stare de suprafuziune.

Structura și caracteristicile microfizice ale ceții sunt empera celor ale norilor, de care se deosebește numai prin faptul că ea se află în contact cu suprafața terestră, pe când norii au baza la o înălțime oarecare deasupra acesteia.

Condițiile de formare a ceții sunt strâns legate de existența concomitentă a umidității de la sol (între 90-100%), un vânt în general calm sau cu viteză de până la 3 m/s și a unei inversiuni termice(creșterea cu înalțimea a temperaturii aerului) la sol. Dacă una din aceste condiții nu e realizată șansele de formare a ceții sunt foarte mici.

Clasificarea ceții

În funcție de cauzele care determină formarea ei, ceața poate fi:

Ceață de radiație

Ceață de advecție

Ceața de amestec,

Ceața de evaporare,

Ceața orografică,

Ceața frontală

Ceața de radiație

Caracteristici:

este o ceață continentală ce se produce prin răcirea aerului, de regulă la sfârșitul nopții, frecvent, pe câmpii și în formele negative de relief, atunci cînd umezeala este inițial suficientă, vîntul slab, norii absenți și presiunea ridicată..

se semnalează în interiorul unei mase de aer la distanță de zonele frontale.

umezeala emperat trebuie să fie mare în apropierea suprafeței.

grosimea stratului de ceață poate fi cuprinsă de la 1-2 m pînă la câteva sute de metrii.

se formează în orice anotimp în regim anticiclonic dar mai frecvent emperatu, toamna târziu sau iarna.

această ceață se ridică după răsăritul soarelui.

emperatu mai persistent are deasupra orașelor.

Principalele condiții necesare formării ceții de radiație sunt:

Fig.1.1 Formare ceții de radiație

Ceața de advecție

Se produce, în general, atunci când aerul maritim umed si relativ cald se deplasează și se condensează pe suprafața terestră rece. În această situație se formează numeroase cețuri costiere, atunci când vântul bate dinspre mare. Toate sectoarele litorale sunt afectate de acest fenomen, care poate lua aspectul unor nori inferiori de culoare cenușie .Acest tip de ceață se poate extinde la distanțe mari față de coastă. La latitudini medii se formează mai ales în anotimpul rece și acoperă mari suprafețe ale mărilor și oceanelor. Ceața de advecție este întotdeauna însoțită de vânt forța 2÷4 pe scara Beaufort. Este întâlnită mai frecvent în Atlanticul de Nord, în Pacificul de NV, pe coasta de V a Americii de Sud și al coastei de Sud a Africii. Ceața de advecție, deasă și de lungă durată, se întâlnește în M. Nordului, Canalul Mânecii.

Ceața de amestec

Condensarea vaporilor se produce ca urmare a amestecării a două mase de aer cu emperature și umezeală diferită .Acest tip de ceață se poate forma în zonele de țărm, dar mai ales dacă o masă de aer se deplasează asupra unui aer rece care de cele mai multe ori se deplasează în emperatu aproximativ opusă.

Ceața de evaporare

Este o ceață de advecție care se formează atunci când un aer rece se deplasează asupra unei suprafețe mai calde(de obicei apa). La început aerul este nesaturat .Din cauza temperaturii mai ridicate, presiunea de saturație este mai mare în imediata vecinătate a apei decât la înalțimi mai mari. Apa se va evapora pâna stratul de aer mai cald devine saturat. Suprafața calda va provoca mișcări convective la scara emp, aerul cald și saturat este trasportat în straturile mai reci aflate deasupra, unde o parte din vapori va condensa sub formă de ceață. Din cauza acestei convecții ceața de evaporare nu este uniform și densă, se creeaza impresia că apa fumegă. Se întâlnește toamna și la începutul iernii. Vara se poate forma după ce solul cald a devenit umed din cauza unei ploi de scurtă durată.

Ceața orografică

Relieful poate să crească, favorizeze sau din emper, să împiedice formarea ceții. Un lanț muntos poate crea condiții pentru formarea ceții prin urmatoarele mecanisme:

Ascensiunea unei mase de aer prin forțare orografică emperat care este expusă vântului.

Blocarea unei mase de aer care se mișca perpendicular pe lanțul muntos

Prin combinarea mecanismelor de mai sus

Prin intermediul circulației de briză montană

Ceața frontală

În această grupă intră toate categoriile de ceață care se formează în zona frontală(zona de amestec a aerului cald cu cel rece). Producerea acestui gen de ceață se datorează scăderii presiunii atmosferice, umezirii aerului în urma căderii precipitațiilor în regiunea respectivă, scăderii temperaturii și creșterii umezelii relative, ca urmare a amestecului celor două mase de aer. Ceața frontală nu are extindere mare orizontală, ci apare sub forma unor zone înguste, aflate de obicei în deplasare o dată cu frontul atmosferic care a generat-o. Pe verticală se confundă cu norii care acoperă regiunea respectivă.

Sezoanele de producere a ceții

Ceața se poate forma în toate sezoanele însă iarna si toamna ea înregistrează frecvența cea mai ridicată. În perioada rece, unghiul de incidență redus nu permite o încălzire diurnă, importantă pentru disiparea rapidă a ceții. De asemenea, umezeala aerului este ridicata datorită predominării cerului noros și acoperit, a perioadelor ploioase frecvente și a creșterii umezelii solului, în condițiile evaporației reduse. În Europa, aproape toate regiunile sunt afectate de ceață, în grade diverse. Cele mai puține cazuri cu ceață se înregistrează în regiunile mediteraneene (1 zi pe an, pe Coasta de Azur, la Nisa și 17 zile pe an, la Montpellier). În România numărul mediu anual de zile cu ceață oscilează de la mai puțin de 50 zile, la peste 250 zile. În regiunea montană se produce cel mai mare număr mediu anual de zile cu ceață, care nu scade sub 100-150 zile și depașește 200-250 zile pe cele mai înalte culmi carpatice (vf.Omu, vf. Țarcu etc). Cel mai mic numar mediu anual, de 30-40 zile cu ceață, se înregistrează pe litoral si în Delta Dunării.

Datorită efectului emperat pe care ceața îl exercită asupra diferitelor activități și în special în transporturile aeriene, în emperature cercetarea acestui fenomen ocupă un loc deosebit de important. În acest sens se fac încercări de împrăștiere a ceții(disipare), cu ajutorul unor substanțe chimice, cu efecte termice sau cu efecte de precipitare.

VISCOLUL

Definește spulberarea puternică a zăpezii de către vânt, care determină o scădere accentuată a vizibilității. Atunci când viscolul este însoțit de căderea zăpezii este denumit viscol cu ninsoare. În zonele climatice temperate si reci, viscolul poate fi un fenomen impresionant și cu consecințe grave. Vântul din timpul viscolului acționează prin forța mecanică (rupând conductorii aerieni, crengile arborilor sau distrugând o serie de obiecte) și prin spulberarea zăpezii sau acumularea ei în locuri adăpostite, unde poate atinge grosimi de câțiva metri, perturbând transporturile rutiere si feroviare. Prin spulberarea zăpezii de pe suprafețele agricole sunt periclitate culturile de toamnă prin lipsa învelișului protector față de îngheț și prin reducerea umezelii, necesară periodei vegetative de primavară.

Viscolele pot produce pagube semnificative țărilor din zona climatică temperată și de la latitudinile mari.

Fig.2.1 Viscolul

Viscolele din România

Viscolele cele mai numeroase (în medie, 3-10 zile pe an) se produc în regiunile situate la exteriorul lanțului carpatic, expuse invaziilor de aer rece din est și nord-est cu frecvența maximă în Bărăgan, urmat de Podișul Central Moldovenesc, Câmpia Moldovei, Delta Dunării etc. O repartiție asemanatoare a viscolelor se observă pe înalțimile carpatice situate peste altitudinea de 1800 m.

Cele mai puține viscole (în medie, 1-2 zile anual) se produc în regiunile adăpostite față de advecțiile de aer rece, cum sunt : Depresiunea Transilvaniei și Câmpia Banato-Crișană. Viscolele sunt dominante în perioada rece a anului (XI-III), însă, întâmplator, pot fi întâlnite și în lunile octombrie și aprilie.

Direcția si viteza vântului în timpul viscolului

Diferă în raport de poziția fizico-geografică a regiunilor din țara noastră.

în nordul Moldovei și Dobrogea de Sud sunt prioritare viscolele dinspre nord-vest,

în sudul Moldovei, Bărăgan, Delta Dunării și pe litoral, viscolele domină dinspre nord.

în Muntenia predomină viscolele de nord-est, până aproape de Olt,

în Oltenia, viscolele dinspre est, vest si nord-vest.

În vestul țării viscolele sunt prioritare dinspre nord, iar în Transilvania dinspre nord-vest.

În țara noastră, cauza producerii vântului proprie viscolului este dată, în general, de prezența unor gradienți barici ridicați între un câmp anticiclonic situat la nord sau nord-est de România și o depresiune barică adâncă aflată în sud-estul Europei. În aceste condiții circulația aerului deasupra țării noastre capată fie o direcție dominantă estică, fie vestică. Orientarea Carpaților românești determină, la nivelul suprafeței terestre, un paralelism evident al direcțiilor vântului cu lanțul muntos, mai ales pe dealurile și câmpiile Moldovei și Munteniei.

Viteza medie a vânturilor din timpul viscolelor din țara noastră oscilează între 11-17 m/s(41-60 km/h).În anumite cazuri, viteza medie a vânturilor din timpul viscolelor a atins 20 m/s (la Botoșani, Târgoviște, Târgu-Jiu etc) și chiar 24 m/s (la Vaslui). Vitezele medii cele mai reduse ale vânturilor, sub 11 m/s s-au înregistrat în Transilvania.

Viteza emper absolută a vânturilor din timpul viscolelor este cuprinsă între 24-30 m/s (80-106 km/h). Valori mai mari se observă în nordul si centrul Moldovei, pe teritoriul cuprins între Tecuci și București și pe litoralul Mării Negre.

Viscolele se grupeaza în 3 categorii, în raport de viteza vântului :

1. Viscole violente, cu viteza vântului >17 m/s

2. Viscole puternice, cu viteza vântului de 11-17 m/s

3. Viscole moderate, cu viteza vântului de 6-10 m/s

Viscolele violente sunt mai numeroase în Moldova de sud-est și în Bărăgan, iar la nivelul țării, cele mai frecvente sunt viscolele puternice.

Cantitatea de zăpadă căzută în timpul viscolelor

Cele mai mari cantități de zăpadă cad pe majoritatea suprafeței teritoriului țării noastre la viscolele cu vânturi dinspre nord si nord-vest. O excepție o constituie litoralul și sudul României, unde cele mai mari cantități de zăpadă cad la viscolele cu vânturi dinspre nord-est și est. Valorile cele mai ridicate ale cantităților de zăpdă cazute în timpul viscolelor (>8 mm/m2) au fost înregistrate în Oltenia de sud-est, Muntenia de sud-vest, Dobrogea de nord și la izvoarele Mureșului si Oltului. Ele nu coincid cu teritoriile unde viscolele ating frecvența maximă.

Data medie de producere a primului si ultimului viscol

Data medie de producere a primului viscol este cuprinsă între sfârpitul lunii decembrie și prima jumatate a lunii ianuarie în estul și sudul țării și, în ultima decadă a lunii ianuarie, pe restul teritoriului României.

Viscolele cu durata de 1 zi se produc pe tot teritoriul țării și, în special, în Transilvania,Oltenia de nord și în lungul Dunării, între Turnu-Magurele și Giurgiu.

Viscolele cu durata de 2 zile succesive sunt frecvente în Moldova de nord și sud-est, în Dobrogea de nord și în centrul Transilvaniei.

Viscolele cu durata de 3 zile succesive sunt specifice pentru anumite teritorii din Moldova,Oltenia de sud-vest și teritoriul de sud-est al țării.

Viscolele cu durata de 4 zile succesive se observa în jumătatea de sud a Moldovei și în,general, în sudul țării.

Viscolele cu durata mai mare de 4 zile succesive, se înregistrează în mod excepțional în Bărăgan, cu o frecvență de 3%.

Viscolele nesuccesive oscilează, ca durată, între mai puțin de 3 zile pe an, în Subcarpați și Oltenia de vest și 9 zile, în Bărăgan.

2.2 Conditiile sinoptice de producere a viscolelor

Pentru teritoriul țării noastre sunt emperat 7 tipuri barice care favorizează producerea viscolelor.

Tipul baric I- se distinge prin emperat unui brâu anticiclonic între Arhipelagul Azore și Siberia și a unui emp baric depresionar în bazinul estic al Mării Mediterane și peninsula Balcanică.

Tipul baric II- se caracterizează printr-o dorsală emperature a Anticiclonului Azoric, care avansează pâna deasupra vestului țării noastre și, printr-o depresiune barică empera peste Marea Neagră.

Tipul baric III este definit de prezența unui câmp anticiclonic continental în Europa de nord și a unui emp depresionar cu centrul deasupra Greciei.

ORAJE

Orajul reprezinta una sau mai multe descarcari bruste de electricitate atmosferica care se manifesta printr-o lumina scurta si empera (fulger) si printr-un zgomot sec sau un bubuit puternic (tunet).

Orajele sunt emperatu norilor de emperatur (Cb) si sunt cel mai adesea insotite de averse de ploaie, de ninsoare, mazariche sau grindina. In unele cazuri orajele pot fi lipsite de precipitatii, dupa cum aversele de ploaie sau de ninsoare nu sunt insotite intotdeauna de descarcari electrice, etc..

In emperature, notiunea de oraj se utilizeaza in locul notiunii de furtuna. Aceasta se datoreaza faptului ca sensul meteorologic al cuvantului furtuna se rezuma doar la intensificarile de vant care pot starni nori de praf, de nisip sau furtuni pe mare, fara a fi insotite obligatoriu de descarcari electrice. In conditiile unei instabilitati accentuate a aerului, deoarece in norii Cumulonimbus se produc descarcari electrice si averse de ploaie, tocmai pentru a se face diferenta intre furtuna si aceste manifestari s-a convenit ca ele sa se denumeasca oraje.

Fulgerul este o manifestare luminoasa care insoteste o descarcare brusca de electricitate atmosferica. Aceasta descarcare poate tasni dintr-un nor sau se poate produce in interiorul unui nor; ea poate de asemenea, dar mult mai rar, tasni din constructii inalte sau din munti.

De cele mai multe ori, fulgerul se observa sub forma liniara (fulger emper) dar se mai poate produce si sub alte forme (sferic sau globular, difuz sau plan, in forma de matanii, in forma de racheta, sub forma de descarcari in efluvii sau Focul Sfantului Elm).

Tunetul este zgomot sec sau bubuit puternic care insoteste fulgerul.

Trasnetul este descarcarea electrica care se produce intre nor si suprafata terestra sau intre nori si obiecte de pe sol si se compune din mai multe impulsuri care se succed foarte repede (la emperat de 0,02-0,7 s). In general, el nu cade din nori, ci scanteia luminoasa se propaga de jos in sus catre nor.

Formarea norilor Cumulonimbus si clasificarea orajelor

Pentru dezvoltarea fenomenelor orajoase este necesar ca in atmosfera sa se creeze o stratificare instabila a aerului, iar aerul cald si umed sub actiunea unui impuls puternic, sa fie fortat sa se ridice repede in inaltime deasupra nivelului de condensare. Dupa natura impulsului care determina formarea norilor cumulonimbus, fenomenele orajoase pot fi:

a) de natura termica (de insolatie sau locale);

b) de natura empera;

c) de natura orografica.

In cazul orajelor de natura termica, impulsul aerului cald este provocat de curentii de emperatur cauzati de incalzirea prin insolatie a straturilor inferioare ale atmosferei (emperatur termica locala in timpul contrastului maxim de emperature intre suprafata solului si aer). Frecventa maxima a acestor nori (si implicit a acestor fenomene orajoase) se observa vara, in cursul dupa-amiezilor pe uscat, iar pe mare, noaptea. Ele se dezvolta si se sting aproape in acelasi loc, apar dezordonat sau incep intr-un focar de unde apoi se propaga (de exemplu, un deal, de la care se raspandesc pe povarnisuri) si se deplaseaza cu vanturile de la inaltimi mijlocii. Atunci cand se deplaseaza deasupra solului dezgolit, se intetesc, iar cand trec peste suprafete mai reci (lacuri, rauri, paduri, mari) slabesc sau dispar; izolat, ele sunt insotite de vanturi in rafale si de grindina.

Un nor orajos de natura termica este format dintr-o serie de empera individuale distincte, mai mult sau mai putin legate intre ele. In general, fenomenul orajos este lung de 30-35 km si larg de 10-14 km. El contine 4-6 celule independente si turbulente, fiecare din ele fiind inconjurata de un brau ingust (larg de 1-2 km) neturbulent, in care se observa nori de diverse genuri. Structura celulelor nu este similara; unele dintre ele constau numai dintr-un empera emperatu, iar altele din curenti ascendenti si descendenti sau numai din curenti descendenti.

Precipitatiile si alte elemente sau fenomene care insotesc orajul urmeaza in mod strans structura celulelor si reflecta stadiile lor de dezvoltare. Ciclul vietii unei empera corespunde cu a norului Cumulonimbus, format prin convectia termica.

Un nor Cumulonimbus termic, de la aparitie pana la imprastiere, trece prin urmatoarele emper:

a) stadiul de formare si de dezvoltare a norului Cumulus, caracterizat prin curenti ascendenti;

b) stadiul matur al norului Cumulonimbus, caracterizat prin prezenta curentilor ascendenti si descendenti, cel putin in jumatatea inferioara a norului si prin caderea de averse;

c) stadiul de imprastiere a norului, caracterizat prin curenti descendenti predominanti.

Stadiul de formare si dezvoltare:

Un indiciu privind formarea norilor cumulonimbus de natura termica este aparitia, empera de vara inainte de rasaritul soarelui, a unor franturi de nori cumuliformi cu inaltimea limitei inferioare de aproximativ 2.000 m. Acesti nori sunt Altocumulus Castellatus, care indica prezenta atmosferei instabile si posibilitatea dezvoltarii curentilor ascendenti, necesari formarii orajelor in a doua jumatate a zilei. Cand soarele ajunge deasupra orizontului, de regula, acesti nori se risipesc.

Norii Cumulonimbus orajosi din interiorul masei de aer apar in mai multe faze. In prima faza, in jurul orei 1000 apar norii Cumulus Humilis de timp frumos. In stadiul de Cumulus Humilis, curentii principali sunt cei ascendenti (viteza mijlocie 5 m/s), simetrici fata de o emperat dusa prin centrul norului (Fig 8.1.). Cei mai puternici curenti ascendenti se gasesc catre varful norului si la sfarsitul stadiului. Caracteristic pentru acesti nori este lipsa precipitatiilor. Totusi, in ei se formeaza picaturi de apa care insa se evapora in stratul de aer nesaturat de sub nor. Cand exista conditii favorabile, norii Cumulus cresc repede atat in sens vertical, cat si in cel orizontal, sau mai multi nori se contopesc intr-unul mai mare. Norul Cumulus Humilis trece astfel in stadiul de Cumulus Mediocris apoi in stadiul de Cumulus Congestus. Cateodata, in jurul buclelor sau a turnurilor de Cumulus Congestus se formeaza valuri fibroase (pileus).

In norii Cumulus Congestus (Fig 3.1.) predomina curenti ascendenti bine dezvoltati (15-20 m/s). O data cu acestia apar si curenti descendenti, insa mai slabi, acestia predominand mai ales in aerul liber de sub nori. Picaturile de apa se contopesc, formand picaturi mai mari, care sunt antrenate de curentii ascendenti puternici.

Cand norul atinge grosimi mari (3-5 km), picaturile ating asemenea dimensiuni incat curentul emperatu nemaiputandu-le tine in suspensie, incep sa cada prin partile norului unde curentii ascendenti sunt mai slabi; daca nu se evapora in stratul de aer de sub nor ating solul sub forma de picaturi mari si rare. Inceputul caderii picaturilor este rezultatul inghetarii partii superioare a norului si marcheaza trecerea din stadiul de Cumulus Congestus in stadiul de Cumulonimbus Calvus si aparitia curentilor descendenti. Odata cu precipitatiile se schimba si situatia curentilor verticali din interiorul norilor. Astfel, curentii ascendenti care au viteza de 30 – 40 m/s, sunt insotiti si de curenti descendenti, care se dezvolta intens, fapt ce explica si caderea precipitatiilor.

Viteza curentilor descendenti din interiorul norilor este direct emperature cu intensitatea averselor de ploaie, depasind uneori 15 m/s sub norii Cumulonimbus, in afara de curentii ascendenti foarte puternici, odata cu aparitia precipitatiilor, se observa o miscare descendenta a aerului rece, care se face simtita sub nori.

In stadiul de trecere de la Cumulus la Cumulonimbus, miscarile ascendente ale aerului sunt maxime, empera tot norul Cumulus Congestus se transforma in Cumulonimbus. Viteza curentilor ascendenti creste treptat de la nivelul de condensare si devine maxima la varful norului. Acesti curenti sunt insotiti de curenti descendenti mai slabi (care incep sa franeze curentii ascendenti). In interiorul norului se produc vartejuri care au ca rezultat formarea de bucle (adesea cu aspect de conopida) in partea lui superioara; in aceste regiuni predominand picaturi de apa supraracita, se intalnesc conditii periculoase de givraj.

Fig.3.1. Formarea norului CB

NORII

Formarea norilor

Norii reprezinta suspensii de picaturi de apa si/sau cristale de gheata in atmosfera si care de regula nu ating solul.

Mecanismul de emper a norilor contine mai multe procese:

a) sublimare/condensare

b) evaporare

c) miscarea emperatur a aerului (ascendenta)

d) racirea aerului in urma miscarii fortate pe versanti si/sau urcarii in lungul pantelor fronturilor.

Schimbarile maselor de aer care duc la formarea norilor pot fi:

a) Radiatia nocturna. Racirea aerului pe timpul noptii poate produce inversiune termica intr-o masa de aer ceea ce poate duce la formarea unei paturi de nori. De exemplu, ceata de radiatie poate fi emperature un nor la sol. Ziua, datorita incalzirii aerului, ceata se ridica transformandu-se in plafon.

b) Procesele de emperatur. Acestea pot fi termice sau dinamice, ambele producandu-se cu un pronuntat emperatu vertical. Convectia termica este locala cauza ei fiind incalzirea neuniforma a scoartei terestre. Pamantul uscat, rocile, terenurile nisipoase sau cladirile se incalzesc mai puternic decat padurile, terenurile mlastinoase sau suprafetele cu apa. Datorita acestei incalziri neuniforme apar curenti de emperatur ascendenti care ajungand la nivelul de condensare dau nastere la nori de tip Cumulus. Prin alimentare acesti nori se pot dezvolta in Cumulonimbus. Convectia dinamica are un emperatu frontal. O masa de aer rece, care se deplaseaza rapid, va forta masa de aer cald pe care o intalneste sa se ridice. Se produce o condensare din care rezulta nori cumuliformi.

c) Procesul de ascendenta prin alunecare poate fi de natura orografica sau empera. Aerul care urca emperat unui munte (vant anabatic) se raceste treptat, umezeala creste si apar nori din care pot cadea precipitatii. Dupa creasta muntelui aerul coboara (vant catabatic), emperature lui incepe sa creasca, umezeala scade si norii dispar. Acest fenomen este cunoscut sub numele de “fohn”. Uneori, in zona de sub vant apar si undele stationare si nori tipici rotori si lenticulari (AC Lenticularis). In cazul proceselor frontale, aerul cald care aluneca deasupra celui rece da nastere la sisteme de nori de mare extindere.

d) Procesul de amestec – o masa de aer cald si umed amestecandu-se cu aerul rece va forma nori sau ceata prin condensarea vaporilor de apa din masa de aer cald.

Clasificarea norilor

a) Dupa forma:

– STRATIFORMI – formati, in cea mai mare parte, din picaturi de apa; sunt bine dezvoltati in plan orizontal;

– CUMULIFORMI – formati din picaturi de apa si cristale de gheata; sunt bine dezvoltati in plan vertical;

– CIRIFORMI – formati din cristale de gheata.

Fig.4.1 Nori stratiformi

Fig.4.2 Nori cumuliformi

Fig.4.3 Nori ciriformi

b) Dupa inaltimea bazei

– Nori josi (0-2km):

– STRATUS (ST)

– STRATOCUMULUS(SC)

– CUMULUS (CU)

– CUMULONIMBUS (CB)

– Nori medii (2-5 km):

– ALTOCUMULUS (AC)

– ALTOSTRATUS (AS)

– NIMBOSTRATUS (NS)

– Nori inalti (peste 5 km):

– CIRRUS (CI)

– CIRROSTRATUS (CS)

– CIRROCUMULUS (CC)

Descrierea norilor

STRATUS (ST) – este sub forma de panza noroasa de culoare cenusie cu baza uniforma; este un nor foarte jos si grosime mica format din picaturi mici de apa (iarna – din mici particule de gheata); da precipitatii slabe sub forma de burnita, zapada grauntoasa sau ace de gheata.

STRATOCUMULUS (SC) – sunt nori sub forma de banc, gramada sau patura de culoare gri sau albiciosi cu unele parti sumbre; sunt constituiti din picaturi de apa sau zapada grauntoasa; dau precipitatii continue sub forma de burnita, ploaie slaba sau ninsoare slaba.

CUMULUS (CU) – sunt nori separati sub forma de gramezi avand contur bine delimitat si cu dezvoltare mai mult pe verticala; au culoare alb-stralucitor; sunt constituiti din picaturi de apa; se fomeaza prin advectie asociata cu o expansiune rapida pe verticala; nu dau precipitatii. Din acesti nori se pot forma nori Cumulus Congestus care au o extindere verticala mare si din care se pot inalta turnuri; acestia pot da precipitatii sub forma de averse.

CUMULONIMBUS (CB) – sunt nori densi, cu o extindere verticala foarte mare, pot ajunge pana la 12 km; au forma unor turnuri enorme cu o baza foarte mare; sunt constituiti din picaturi de apa, picaturi de apa supraracita, fulgi de zapada, mazariche si/sau grindina. In stadiul de maturitate, varfurile lor sunt fibroase, alcatuite din nori cirriformi cu aspect de nicovala sau evantai; baza poate cobori foarte jos si este dublata de nori foarte josi. Provin din Cumulus Congestus insa se pot dezvolta si din Altostratus sau Nimbostratus. Dau precipitatii sub forma de aversa insotite de fenomene orajoase si grindina ,iar iarna de ninsoare.

ALTOCUMULUS (AC) – sunt nori grupati in bancuri, paturi, gramezi sau siruri de culoare alba sau gri; sunt constituiti, in general, din picaturi de apa dar uneori pot contine si cristale de gheata; nu dau precipitatii.

ALTOSTRATUS (AS) – un strat sau o patura de nori de culoare albastruie sau cenusie cu aspect striat, fibros sau uniform; acopera in intregime sau partial cerul; au o intindere orizontala foarte mare iar pe verticala grosimea lor atinge sute sau mii de metri; din acesti nori pot cadea precipitatii care se evapora inainte de a atinge solul (virga) sau ploaie slaba.

NIMBOSTRATUS (NS) – strat de nori gri cu grosime si intindere foarte mare; este constituit din picaturi de apa (adesea supraracita), uneori din cristale de gheata si fulgi de zapada si cateodata din amestec de particule lichide si solide; sub baza inferioara pot aparea nori desirati, zdrentarosi care pot fi sudati de el; da precipitatii continue de ploaie sau zapada.

CIRRUS (CI) – sunt nori separati cu aspect fibros in foma de filamente, bancuri sau benzi albe; sunt constituiti din cristale de gheata si nu dau precipitatii.

CIRROSTRATUS (CS) – au aspect fibros sau neted acoperind partial sau integral cerul ca un voal noros transparent si albicios; sunt formati din cristale de gheata si produc fenomenul optic de “halo”; nu dau precipitatii.

CIRROCUMULUS (CC) – sunt nori in bancuri sau paturi compusi din elemente mici in forma de granule, valuri sau riduri; sunt constituiti din cristale de gheata si nu dau precipitatii.

Fig 4.4. Stratus Fig.4.5 Stratocumulus

Fig.4.6 Cumulus Fig.4.7 Cumulomimbus

Fig. 4.8 Altocumulus

Fig.4.9 Altostratus

Fig.4.10 Nimbostratus

Fig.4.11 Cirrus

Fig. 4.12 Cirrostratus

Fig. 4.13 Cirrocumulus

PRECIPITAȚIILE

Precipitatiile sunt particule de apa lichide, solide sau in amestec cazute din nori pe suprafata pamantului.

Tipuri de precipitatii:

Burnita (DZ) – picaturi mici si dese de apa cu diametrul sub 0,5 mm; prezinta pericol cand ingheata formand polei; cade din norii ST.

Ploaia (RA) – picaturi de apa cu diametrul mai mare de 0,5 mm; cade din norii CU, SC, CB, AS si NS; prezinta pericol pentru aviatie atunci ca cade sub forma de ploaie care ingheata (FZRA).

Ninsoare (SN) – cade din norii CU, ST, SC, CB, AS si NS.

Ninsoare grauntoasa (SG) – particule de gheata foarte mici, cade din norii ST.

Lapovita – amestec de apa si zapada.

Mazariche (GS ) – graunte de gheata cu diametru sub 5 mm; cade din norii SC, CU si CB.

Grindina (GR) – particle sau bucati de gheata cu diametru intre 5 si 50 mm; cade din norii CB.

Granule de gheata (PL) – cade din norii AS si NS.

Ace de gheata (IC) – ace de dimensiuni foarte mici (de ordinul micronilor) care cad pe timp de cer senin cand temperaturile sunt sub -10 C la inaltimi foarte mari.

Cantitatea de precipitatii cazute se masoara cu ajutorul pluviometrului. Unitatea de masura este litru pe metru patrat, in cazul zapezii se masoara si grosimea stratului cazut.

Intensitatea precipitatiilor se raporteaza cu ajutorul semnelor:

„ + ” precipitatia este puternica +SHRA

„ – ” precipitatia este slaba -SHRA

fara semn precipitatia este moderata SHRA

Observatii:

Ordinea raportarii fenomenelor este importanta deoarece precipitatia dominanta se trece prima.

RASN – ploaie cu ninsoare

SNRA – ninsoare si ploaie

Conditiile de zbor in fiecare tip de nori

Norii cirrus – cirrostratus. Prin acesti nori avionul zboara avand o vizibilitate redusa datorita aspectului laptos determinat de masa de apa si a desitatii mai mari a cristalelor de gheata.

Norii altocumulus. Avionul ar putea intalni givraj slab la un zbor mai indelungat prin ei, depinzand insa de izotermele la care zboara. Vizibilitatea in acesti nori este variabila, fiind mai slaba cand elementele norilor sunt sudate.

Norii altostratus. Un avion care zboara prin acesti nori poate fi afectat de givraj slab pana la moderat, depinzand de izoterma de 0oC, de grosimea norilor si de timpul zborului.

Norii Nimbostratus. Vizibilitatea in acesti nori este scazuta, uneori sub 50 m, dar pentru un avion care zboara in acesti nori pericolul este de aparitie a givrajului sticlos datorita picaturilor de apa supraracite, care se gasesc intr-un echilibru semistabil, dar care la trecerea unui avion creaza un dezechilibru rezultand givrajul sticlos.

Norii stratocumulus. Se caracterizeaza prin faptul ca in interior au o vizibilitate buna, dar la zborul unui avion poate aparea un givraj moderat.

Norii cumulus. Sunt nori care se dezvolta ziua sub actiunea curentilor termici, iar pentru avioanele care zboara prin acestia sa prin apropierea lor, exista pericolul de turbulenta de la moderat la puternic.

Norii cumulonimbus. Sunt nori cu dezvoltare verticala mare, se caracterizeaza prin existenta unor curenti verticali puternici si prin aparitia fenomenelor orajoase, si prezinta un caracter de pericol chiar si pentru cele mai puternice avioane. Caracterul de pericol este determinat si de rapiditatea cu are se dezvolta, ceea ce determina ca pilotii sa evite apropierea de nori.

VANTUL

Aerul fiind fluid se poate misca ascendent, descendent, inclinat si orizontal. In general, marile deplasari de aer sunt mai mult orizontale. Prin notiunea de vant se intelege miscarea orizontala a aerului, celelalte miscari purtand denumirea de curenti.

Presiunea diferita de la o zona la alta este cauza aparitiei miscarii orizontale a aerului. La originea acestor diferenete de presiune sta incalzirea diferentiata a scoartei.

Marimile care definesc vantul sunt directia si viteza.

In meteorologie, prin directia vantului se intelege directa de unde sufla vantul.

Aceasta marime se exprima in grade in raport cu Nordul Geografic (Adevarat). In scopuri aeronautice directia vantului se raporteaza la Nordul Magnetic.

Directia vantului se indica prin grade folosind cercul de 360° si prin corespondenta gradelor cu punctele cardinale:

– 090° sunt indicate prin punctul cardinal Est

– 270° sunt indicate prin punctul cardinal Vest

In transmisiunile meteorologice cifrate, vantul se exprima in decagrade, spre exemplu: 270° = 27.

Viteza vantului se masoara in: a) metrii pe secunda (m/s)

b) kilometrii pe ora (km/h)

c) noduri (kt)

In Romania, se utilizeaza ca unitate de masura pentru viteza vantului m/s.

Transformarea m/s in km/h se face prin multiplicare cu 3,6 sau, aproximativ, prin multiplicarea cu 4 si scazand din produs cifra zecilor.

Transformarea aproximativa a nodurilor in metri se face prin imparirea la 2, iar a nodurilor in km/h prin multiplicarea cu 2.

In meteorologie, directia vantului este indicata in mod simbolic printr-o dreapta, la extremitatea careia, prin liniute mai lungi sau mai scurte se noteaza iuteala (viteza).

Fig 6.1. Vantul bate

din 135° cu 65 kt.

Pentru masurarea directiei vantului la sol se foloseste girueta, de obicei o bara metalica, avand la un capat un ampenaj, iar la celalalt o contragreutate. Dispozitivul este mobil in jurul unui ax, pe care sunt indicate punctele cardinale. Ampenajul se orienteaza in directia vantului, iar contragreutataea se intoarce in directia din care bate vantul.

Instrumentele destinate masurarii vitezei vantului se numensc anemometre. Acestea pot fi de doua tipuri:

a) anemometre de rotatie, cu cupe sau palete;

b) anemometre cu placa metalica sau de presiune, cu tub Pitot sau Venturi.

Amenometrele inregistratoare se numesc anemografe.

Instrumentele pentru masurarea directiei si vitezei vantului trebuie sa fie instalate in locuri degajate fara obstacole si la o inaltime de 6-10 m desupra solului. In aviatie se recomanda ca anemografele, ca si celelalte instrumente meteorologice sa fie instalate pe aerodrom, in apropierea pistei de decolare / aterizare.

GIVRAJUL

Givrajul este un depozit de gheata, opaca sau transparenta care adera la anumite elemente ale unui avion, in special la acele elemente expuse vantului si la cele avand parti unghiulare (borduri de atac, varfuri de antena, nituri etc.).

Procesul de formare

Se disting trei tipuri de formare a givrajului pe un avion:

a) prin incetarea starii de apa supraracita;

b) prin inghetarea apei aflate in stare lichida;

c) prin desublimare.

Incetarea starii de apa supraracita: apa exista in stare supraracita in mare cantitate in atmosfera (nori, precipitatii supraracite). Aceasta apa supraracita se transforma in givraj pe avion. Cantitatile de gheata depozitate pe aeronava vor fi deci in functie de concentratia de apa supraracita din nori, de dimensiunea picaturilor sau de intensitatea precipitatiilor.

Inghetarea apei aflate in stare lichida: aceasta posibilitate se intalneste in rarele cazuri in care apa aflata in stare lichida, la temperatura pozitiva, ramane „stocata” pe anumite parti exterioare ale aeronavei (decupari interioare, incastrari ale articulatiilor etc.) si se transforma in gheata atunci cand temperatura mediului ambiant devine negativa.

Aceasta forma de givraj se poate produce dupa curatarea la sol a unui avion acoperit de zapada sau degivrat si neuscat in momentul in care decoleaza la temperaturi negtive. Acest tip de givraj poate provoca mai ales blocarea comenzilor.

Desublimarea: reprezinta transformarea directa a vaporilor de apa in gheata. Acest fenomen se intalneste mai ales la sol dar si la inaltime in afara norilor, intr-un mediu foarte umed si pe un avion foarte rece (in coborare, cand avionul a zburat inainte la nivele de croaziera ridicate).

Clasificarea givrajului

Dupa conditiile de formare, depunerile de gheata pe avioane se pot prezenta sub urmatoarele forme:

a) sub forma de bruma;

b) sub forma de chiciura;

c) sub forma de gheata opaca;

d) sub forma de gheata sticloasa sau transparenta (denumita uneori si polei).

Givrajul sub forma de bruma.

Aspect: Depozit de gheata, cu aspect cristalin, luand cel mai des forma de solzi, ace, pene sau evantai.

Proces de formare: se formeaza prin desublimare, adica transformarea vaporilor de apa in gheata. Acest tip de givraj se depune pe tot avionul si se produce la sol sau pe timpul coborarii (avion mai rece decat aerul prin care zboara).

Consecinte: acest givraj este slab si nu afecteaza puternic masa avionului si nici caracteristicile sale aerodinamice

Givrajul sub forma de chiciura.

Aspect: este un depozit alb, cristalin, cu granule mari, care se formeaza de obicei la temperaturi sub -100 C in norii constituiti din picaturi mici de apa si cristale de gheata. Stratul are aspect neuniform si margini proeminente, asemanatoare cu niste ace sau bare.

Proces de formare: inghetarea rapida a picaturilor foarte mici supraracite intr-un mediu noros stabil. Inghetarea rapida a picaturilor de apa si a cristalelor de gheata provoaca incluziuni de aer intre fiecare element inghetat si confera ghetii un aspect opac. Depozitul se extinde prin ingrosare catre inainte. Givrajul sub forma de chiciura se formeaza in norii stabili (As, Ns). Poate fi de asemenea intalnit in ceata de radiatie la temperaturi usor negative.

Consecinte: acest givraj are intensitate slaba, cateodata moderata. Cantitatea mica de gheata depusa si aspectul sau casant nu pun probleme serioase pentru avioanele echipate cu sisteme de degivrare la bord.

Givrajul sub forma de gheata opaca (granulara).

Aspect: este o depunere alba, opaca si granulara, formata din graunte fine si opace de gheata, fulgi de zapada, lapovita sau mazariche care are suprafata neregulata si aspra.

Proces de formare: depunerea se formeaza in norii ondulati (Stratus, Stratocumulus, Altocumulus), constituiti din picaturi foarte mici de apa supraracita si cristale de gheata, la temperaturi cuprinse intre 0 si -280 C, intalnindu-se mai frecvent intre 0 si -100 C.

Consecinte: gheata granulara se depune pe partea exterioara a bordurilor de atac, sub diferite forme. Cand in nor exista zapada sau lapovita, depozitul se mareste, deformand, din cauza protuberantelor, bordul de atac. Se mai formeaza pe proeminente (nituri, capete) sub forma unor protuberante neregulate.

Gheata sticloasa sau limpede (poleiul).

Aspect: depozit de gheata in general omogena si transparenta, cu aspect sticlos si neted. Acest tip de depunere se formeaza pe bordurile de atac si tinde sa se intinda de-a lungul aripilor.

Proces de formare: congelarea lenta a picaturilor mari de apa supraracite intr-un mediu instabil, sau stabil dar cu concentratie foarte mare de apa ( mai ales pentru temperaturi cuprinse intre 0 si -10°C).

Caldura degajata prin schimbarea starii de agregare a apei (apa supraracita in gheata) permite picaturilor sa se intinda inainte de a ingheta. Picaturile care urmeaza sunt supuse aceleiasi evolutii, se intind, ingheata si formeaza un depozit de gheata compacta si transparenta (fara incluziuni de aer). Depozitul poate atinge 10 cm in grosime.

Gheata sticloasa este asociata norilor convectivi Cu, Cb, Ac. Poate fi de asemenea intalnit in ceata si mai ales in precipitatiile supraracite (ploaie sau burnita).

Consecinte: acest givraj care are intensitate puternica este foarte periculos. Din fericire apare destul de rar, sub forma sa teoretica pura si nu afecteaza decat volume restranse de aer.

Givrajul in norul Cumulonimbus si in zonele frontale

Givrajul in norul cumulonimbus.

Miscarile ascendente si descendente din vecinatatea izotermei de 0˚C pot provoca prezenta ploii supraracite si producerea givrajului transparent sau a poleiului. Acest tip de givraj are intensitate puternica. El este de departe cel mai periculos si afecteaza intreaga suprafata a avionului. S-au putut observa depuneri de gheata, pe avioane de transport de tip mediu, care au atins cateva tone in cateva minute.

Givrajul in zonele frontale

In afara givrajului care se intalneste in norii cu temperaturi negative, se mai poate intalni givraj in afara norilor din apropierea unui front.

Zona propice formarii poleiului se gaseste sub suprafata frontala, deci in fata frontului, deasupra izotermei de 0˚C unde poate exista ploaie supraracita.

Ca efect, deasupra suprafetei frontale, la temperaturi pozitive pot exista precipitatii sub forma de ploaie. Picaturile de apa, in miscarea lor de cadere, traversand suprafata frontala ajung intr-o zona unde temperatura este negativa. Racirea lenta la care sunt supuse acestea este propice starii de supraracire. Picaturile de apa lichida se transforma atunci in ploaie cu apa supraracita, care se transforma in polei la trecerea unui avion.

Acelasi rationament poate fi aplicat si frontului rece sau a unei ocluziuni.

In concluzie, poleiul se intalneste in general:

a) intotdeauna in masa de aer rece;

b) in fata frontului cald;

c) in spatele frontului rece;

d) de-o parte si de alta a unei ocluziuni.

Nota:

Suprafata frontala a unui front rece fiind mult mai ,,verticala” decat cea unui front cald, zona unde se poate intalni givraj in afara norilor este mai redusa in spatele frontului rece decat in fata unui front cald.

BIBLIOGRAFIE

1. N. Topor, V. Mosoiu, N. Vancea: Meteorologie Aeronautica 1967;

2. Oxford Aviation Training: 050 Meteorology;

3. Aeroclubul Romaniei: Meteorologie 2007

4. Reglementarea Aeronautică Civilă Română privind Asistența meteorologică a activităților aeronautice RACR – ASMET 2006