Influenta Diferitelor Elemente Meteorologice Si Caracteristici Climatice Asupra Navigatiei Aeriene

1.1. Temperatura aerului

Temperatura este definită ca fiind starea de încălzire a unui corp. Acesta primind căldură se încălzește, iar cedând se răcește.

Corpurile absorb căldura diferit, funcție de căldura specifică a ficăruia. Căldura specifică este definită prin cantitatea de căldură absorbită de 1 g dintr-un corp, pentru ca temperatura acestuia să crească cu 1̊ C.

Deoarece corpurile au călduri specifice deosebite, atunci când furnizăm fiecăruia aceeași cantitate de căldură, temperaturile lor vor crește diferit.

Atmosfera este constituită dintr-un amestec mecanic de gaze ale căror molecule sunt într-o continuă și haotică mișcare.

Principalele gaze din compoziția atmosferei sunt: azotul, oxigenul, vaporii de apă, bioxidul de carbon și argonul. Viteza mișcării moleculelor diferă, existând însă, o viteză medie caracteristică fiecărei stări a gazelor atmosferice componente. În funcție de viteza moleculelor, temperatura poate fi mai mare ori mai mică. Cu cât viteza medie de mișcare a moleculelor este mai mare, cu atât și temperatura gazelor este și ea mai mare.

Având în vedere că în troposferă cu fiecare kilometru parcurs în înalțime temperatura aerului scade în medie cu 6,5˚C, iar în plan orizontal pentru aceeasi scădere este necesară o deplasare de 500-600 km, rezultă că în plan vertical temperatura scade cu 5x ori mai repede decât în planul orizontal.

Legătura dintre temperatura gazului ideal (la temperaturile existente în atmosferă, aerul se apropie de gazul ideal) și viteza medie de deplasare a moleculelor acestuia este exprimată prin relația:

=a

unde: T – temperatura absolută a gazului ideal;

– viteza medie de deplasare a moleculelor;

a – constantă.

Transmiterea căldurii se face prin:

Radiație ;

Conducție (contact);

Convecție (curenți ascendenți și descendenți).

Temperatura aerului atmosferic variază în funcție de mai mulți factori:

latitudine: scade treptat de la Ecuator spre cei doi poli;

anotimpuri;

diferența dintre zi și noapte;

altitudine;

încălzirea diferită a apei față de suprafețele terestre;

vânturi;

curenții marini.

Aerul primește în mod direct o cantitate foarte mica de căldură din radiațiile primate de la Soare. Dat fiind faptul că aerul este transparent, razele solare ajung pe suprafața terestră, incălzind-o. Încălzirea acesteia este inegală datorită diferenței de structura a solului (vegetație, apă, nisip, arături, păduri). Încălzirea suprafeței terestre mai depinde și de unghiul sub care cad razele solare.

Suprafața terestră fiind încălzită, aceasta cedează aerului din apropierea lui o cantitate de căldură prin conducție. Aerul încălzit fiind mai puțin dens, mai ușor, urcă născându-se curenți de convecție datorită cărora aerul se poate încălzi până la înălțimi mai mari.

În timpul nopții suprafața terestră se răcește treptat, nemaiprimind căldură de la Soare.

Un rol important în încălzrea și răcirea aerului îl au norii, fiind un ecran împotriva radiațiilor solare din timpul zilei și o pătură protectoare pe timpul nopții.

Aerul se mai poate încălzi ori răci și prin curenți turbulenți (stare de agitare,dezordonată a atmosferei, care se manifestă în apropierea solului. Acești curenți se produc datorită vântului și obstacolelor de pe sol, formându-se turbioane), prin transport advectiv (deplasare pe orizontală a unei mase de aer).

În prezent, pentru măsurarea temperaturii aerului, sunt utilizate trei scări termometrice: centigradă, Fahrenheit și absolută.

a) Scara centigradă măsoară temperatura aerului în grade Celsius (˚C), limitele fiind situate între 0˚C (punctul de topire al gheții) și 100˚C (punctul de fierbere al apei la presiunea atmosferica de 760 mm Hg.).

b) [NUME_REDACTAT], unde punctul de topire al gheții este 32˚F, iar cel de fierbere al apei pa presiunea atmosferică normală este 212˚F. Intervalul dintre aceste doua puncte principale este împărțit în 180 de părți egale.

Relația dintre scara centigradă și cea Fahrenheit este este prezentată în (fig.2).

Fig. 2. Scări de măsurare a temperaturii

c) Scara absolută (T˚K sau T˚abs.) folosită în cazul calculelor teoretice. Punctul de topire al gheții este 273˚abs.

T˚K = t˚C + 273

T = 273 (1 + αt)

unde, α = ≈ 0,0036, reprezentând coeficientul dilatării volumetrice a gazului ideal.

În scara absolută, temperatura nu poate avea valori negative.

Temperatura la stațiile meteorologice se măsoară cu ajutorul termometrelor, acestea fiind instalate într-un adăpost special psihrometric, care le protejează de bătaia directă a razelor solare și a precipitațiilor, asigurând totodata buna circulație a aerului.

Înălțimea de montare a rezervoarelor termometrelor este la 2 metri deasupra solului, acestea măsurând temperatura aerului cu o precizie până la o zecime de grad. În adăpostul psihrometric se instalează termometrele pe un suport special.

În figura 3 este arătată așezarea termometrelor în adăpostul psihrometric.

Pe acest suport sunt fixate 2 termometre poziționate vertical, acestea constituind aparatul psihrometric și alte 2 termometre pozitionate orizontal cu ajutorul cărora se determină temperaturile extreme (maximă și minimă) pentru o perioadă de timp dată.

Fig. 3. Vedere interioară a adăpostului psihrometric

1.2. Umiditatea aerului

Prin umiditatea aerului, înțelegem conținutul vaporilor de apă din aer, exprimat în unități relative și absolute.

Principala sursă de reglare a cantităților vaporilor de apă din atmosferă o reprezintă energia solară. Atmosfera primește continuu cantități enorme de apă, aceasta datorându-se evaporării apei din mări și oceane.

Media cantității de apă evaporată de pe glob în decursul unui an de zile este de 519.000, de unde 448.000 apă se evaporă din mări si oceane, iar restul de 71.000 apă, de pe suprafața uscatului.

În atmosferă, vaporii de apă reprezintă o componentă variabilă. Mărimile care indică conținutul în vapori de apă din atmosferă se numesc mărimi higrometrice sau parametrii umidității aerului. Acestea sunt: tensiunea vaporilor de apă, umiditatea absolută, specifică și relativă; punctul de rouă și deficitul de umiditate.

Vaporii de apă și transformările acestora definesc cele mai importante procese si fenomene meteorologice: formarea ceții, formarea norilor și a precipitațiilor.

Mărimile caracteristice umezelii aerului sunt:

a) Tensiunea vaporilor de apă (e) care reprezintă presiunea parțială a vaporilor de apă și se măsoară in mm.Hg. sau în milibari. La o temperatură dată, tensiunea vaporilor de apă nu poate depăși o anumită valoare limită (E), numită tensiune maximă a vaporilor de apă sau tensiune de saturație. Când tensiunea vaporilor de apă atinge valoarea sa maximă, vaporii devin saturați.

Tensiunea de saturație variază cu temperatura și crește odată cu aceasta. Această tensiune se va determina cu ajutorul formulei:

b) Umiditatea relativă reprezintă raportul dintre tensiunea reală a vaporilor de apă și tensiunea maximă (E) la aceeași temperatură, fiind exprimată în procente.

c) Umiditatea absolută este cantitatea vaporilor de apă exprimată în grame dintr-un de aer. Cu cât temperatura aerului este mai mare, cu atât și umiditatea absolută este mai mare.

d) Punctul de rouă, reprezintă temperatura la care aerul umed trebuie să se răcească pentru a deveni saturat, fără schimbarea presiunii și a raportului de amestec.

e) Umiditatea specifică este cantitatea vaporilor de apă dintr-un kg. sau 1 gr. de aer umed. Aceasta nu se modifică atunci când se schimba presiunea și temperatura volumului de aer considerat.

Cantitatea vaporilor de apă din atmosferă depinde de temperatura aerului, astfel, conform masurătorilor, s-a observat că la o temperatură de 30̊ C cantitatea maximă a vaporilor de apă este de 30g/, iar la temperatura de -30̊C, doar 0,3g/. În troposferă, odată cu creșterea înălțimii, umezeala aerului se va micșora datorită scaderii temperaturii. Înălțimile de 8-10 km. prezintă un grad de umiditate foarte scăzută, însă uneori la aceste înălțimi vaporii de apă ating starea de saturație, formându-se nori.

Existența apei sub diferite stări joacă un rol foarte important în procesele meteorologice din atmosferă. Reducerea vizibilității, formarea ceții și a norilor, formarea precipitațiilor, a orajelor, a givrajului, depind în mare măsură de vaporii de apă.

1.2.1. Variația umezelii cu altitudinea

Umezeala absolută și forța elastică a vaporilor de apă scad repede în înălțime.

Umezeala specifică scade mai lent în înălțime, depinzând mult de raportul dintre forța elastică si presiunea aerului.

Umezeala relativă crește până la nivelul de condensare. Aceasta are un mers neregulat, chiar pe distanțe mici. De asemenea, în nori atinge valori mari, dar scade deasupra norilor și la înălțimi mari aerul devine foarte uscat.

1.3. Precipitațiile atmosferice

Picăturile de apă și cristalele de gheață ce cad din nori pe suprafața terestră, poartă numele de precipitații.

Cantitatea precipitațiilor este definită prin stratul de apă ce se formează după căderea acestora pe o suprafață orizontală și impermeabilă, iar intensitatea lor se definește prin cantitatea de precipitații căzută într-un interval de timp (ex. într-o oră, într-un minut).

1.3.1. Geneza și clasificarea precipitațiilor

Precipitațiile se formează prin condensarea și sublimarea vaporilor de apă ce alcătuiesc norii. Pentru ca particulele condensate și sublimate să ajungă la sol, este 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.

Forma precipitațiilor care ajung la sol, este determinată de temperatura de la baza norului și temperatura dintre nor si suprafața terestră.

Fulgii de zăpadă care au o masă egală cu a picăturilor de apă, dar au o suprafață mai mare, cad mai lent, captând un număr mai mare de particule în drumul lor. Astfel se mențin mai mult timp în nori și se pot dezvolta până la dimensiuni apreciabile.

[NUME_REDACTAT] conțin într-o anumită proporție în partea lor superioară fulgi de zăpadă sau cristale de gheață, iar norii Nimbostratus sunt constituiți în partea superioară din nori Altostratus. Astfel, sistemul Altostratus-Nimbostratus formează sistemul nucleului noros, din care cad ploi sau ninsori de lungă durată. Din norii Stratus, Stratocumulus și Altocumulus cad precipitații slabe sub formă de picături rare sau asemănătoare cu burnița. Grosimea acestor tipuri de nori fiind mică, picăturile nu pot atinge dimensiuni mari care să le permită să cadă pe suprafața solului.

În norii micști, prin sublimarea vaporilor de apă , cristalele de gheață se măresc, iar curenții ascendenți din nori, nemaiputând să le susțină, acestea încep să cadă. Dacă, în căderea lor cristalele de gheață trec prin zonele norului cu temperaturi pozitive, acestea se topesc și dacă nu se evaporă în stratul de sub nor, ating suprafața solului sub formă de precipitații lichide. În cazul în care norul este situat la temperaturi negative, atunci se formează precipitații solide sau mixte.

Grindina se formează ca rezultat al înghețării unor picături mari de apă suprarăcită, care deși ating dimensiunea picăturilor de ploaie, nu cad din nori înainte de a îngheța.

a) După formă, precipitațiile se clasifică astfel:

Burnița. Precipitație omogenă ce cade din norii Stratus, Stratocumulus și Nimbostratus. Este formată din picături mărunte de apă, cu diametrul de până la 0,5mm, având o viteză de cădere foarte mică (0,3 – 2 m/s).

Ploaia. Precipitație lichidă, formată din picături de apă cu diametrul cuprins între 0,5 – 3,5 mm (conform observațiilor, nu există picături de ploaie cu o rază mai mare de 3,5 mm). Picăturile de ploaie au o viteză de cădere de 2 – 4 m/s. Ploaia cade din norii Stratus, Cumulonimbus, Nimbostratus și uneori din Altostratus.

Ninsoarea. Precipitație solidă care cade din norii Altocumulus și Stratocumulus sub forma de cristale de gheață sau fulgi de zăpadă. Aversele de zăpadă cad din norii Cumulonimbus. Diametrul fulgilor de zăpadă poate ajunge pana la 10 cm., aceștia formându-se prin unirea cristalelor de gheață la temperaturi apropiate de 0˚C. Printre factorii care contribuie la formarea fulgilor de zăpadă, enumerăm: temperatura aerului, densitatea ninsorii, turbulența, lungimea drumului de cădere etc.

Lapovița. Precipitație formată din picături de apă în amestec cu fulgi de zăpadă. Acet tip de precipitații se poate observa atunci cand temperatura din apropierea solului este puțin mai ridicată de 0˚C.

Măzărichea. Fulgi de zăpadă înghețați sau granulați. Se formează prin înghețarea picăturilor de apă suprarăcite sau din cauza granulării fulgilor de zăpadă. Raza acestor granule ajunge până la 7,5 mm.

Grindina. Cu aspectul unor boabe rotunde de gheață, se formează în norii Cumulonimbus. Au o viteză de cădere de 25-30 m/s, iar raza de la 1mm pana la 25mm.

b) Funcție de condițiile fizice de formare, precipitațiile se împart în următoarele categorii:

precipitații continue. Sunt precipitațiile de durată lungă și de intensitate medie, ce cuprind suprafețe intinse. Acestea cad sub formă de ploaie, ninsoare și uneori lapoviță, din norii frontali Nimbostratus – Altostratus.

averse. Sunt precipitații ale fronturilor reci și ale maselor de aer instabile. Cad din norii Cumulonimbus și pot fi sub formă de ploaie, ninsoare, măzăriche și ghrindină. Aceste precipitații sunt de scurtă durată și au o intensitate variabilă.

burnița. Acest tip de precipitații cad din norii Stratus și Stratocumulus, formându-se sub straturile de reținere în masele de aer cu stratificare stabilă. Formarea și intensitatea precipitațiilor depinde de grosimea norilor și de structura lor microfizică.

1.4. [NUME_REDACTAT] aerului are loc atât pe orizontală, cât si pe verticală.

Vântul reprezintă mișcarea orizontală a aerului în raport cu suprafața terestră. Acest factor este foarte important, de el depinzând transportul de căldură și de umezeală din alte zone. Deoarece componenta verticală a vântului este mult mai redusă decât cea orizontală, în principal, aceasta din urmă este luată în vedere.

Pentru ca particulele de aer să fie puse în mișcare, este necesar ca asupra lor să acționeze anumite forțe. Cea mai importantă dintre acestea este forța gradientului baric, forță ce apare ca urmare a distribuției neuniforme a presiunii pe suprafața Pământului.

Mișcarea aerului având drept cauză repartiția inegală a presiunii atmosferice, se deplasează din regiunile anticiclonice către cele ciclonice în straturile inferioare, iar în cele superioare se inversează. Distribuția inegală a presiunii pe glob este cauzată de încălzirea neuniformă a suprafeței terestre. Astfel, aerul rece de la poli se îndreaptă către zonele tropicale.

Vântul se poate schimba în direcție și intensitate după câteva minute, sau chiar secunde.

În stratul de lângă sol, vântul se caracterizează prin schimbarea sa diurnă. Ziua are valoare maximă și noaptea minimă, iar la înălțime, noaptea viteza vântului este maximă și ziua minimă.

1.4.1. Elemente caracteristice vântului

Elementele care definesc vântul sunt extrem de variabile în timp și spațiu. Acestea sunt:

direcția;

viteza;

intensitatea;

durata.

1) Sensul din care bate vântul reprezintă direcția acestuia, direcție ce se stabilește în raport cu sectoarele cardinale. Însă din cauza impreciziei, în navigație se folosește azimutul vântului, exprimându-se în grade sexazecimale, 0 – 360̊ în sensul acelor de ceasornic. Pentru determinarea direcției vântului la suprafața pământului, se utilizează roza vânturilor (fig. 5.) cu cele 4 puncte cardinale și cele 4 sau 12 direcții intercardinale, numite rumburi. Se mai pot utiliza fanioane, mâneca de vânt sau girueta.

2) Viteza vântului reprezintă distanța parcursă de vânt pe o unitate de timp. Aceasta se măsoară în metri pe secundă sau în kilometri pe oră.

1m/s = 3,6 km/h (1)

sau

(m/s · 4) – = km/h (2)

Vântul se determină la nivelul solului cu ajutorul anemometrului (fig. 4.). La altitudine, direcția și viteza vântului se pot determina cu ajutorul balonului-pilot (balon umplut cu hidrogen), având o precizie de măsurare a vitezei de aproximativ 1 m/s, iar a direcției de circa 10° și a radiosondajului.

Fig. 4. Anemometru cu cupe Fig. 5. Roza vânturilor

3) Intensitatea reprezintă presiunea exercitată de vânt asupra obiectelor pe care acesta le întâlnește în calea sa.

4) Durata vântului reprezintă intervalul de timp în care acesta acționează, de la începere până la încetarea lui. Aceasta durată este influențată de valoarea diferenței de presiune dintre două regiuni geografice.

1.4.2. Clasificarea vânturilor

Criteriile de clasificare a vânturilor sunt urmatoarele: frecvența, natura lor, zonele de acțiune și altitudinea.

După frecvență se împart în: vânturi permanente, periodice și neregulate. Cele mai cunoscute vânturi permanente sunt alizeele, care bat în zona intertropicală și vânturile vestice. Într-o anumită regiune, vântul cu frecvența cea mai mare și care bate cel mai mult într-o anumită direcție, este denumit vânt dominant.

După altitudine, vânturile se împart în: vânturi de sprafață, vânturi de altitudine, curenți ascendenți și descendenți de pantă (vânturi catabatice).

Funcție de natura și zonele de acțiune distingem vânturile locale calde, locale reci și vânturi locale periodic-reversibile.

Ca vânt local cald distingem Foehnul care se formează în regiunea montană, unde o culme muntoasă desparte o maximă de o minimă barică. alte vânturi locale calde mai sunt: Sirroco, Khamsinul, Harmatanul, Suhoveiul.

Vânturile locale reci se formează în regiunile montane, unde aerul rece se localizează pe platourile înalte. Bora este un vânt local rece care atinge viteze foarte mari, fapt care duce la pagube materiale. Din această grupă mai fac parte Mistralul, Crivățul și Nemira.

În categoria vânturilor locale periodic – reversibile intră brizele ( de munte și de mare). Cele de munte sunt de două feluri: briza de vale, care are loc ziua cu apariția convecției termice și a norilor cumuliformi și briza descendentă (noaptea). Acestea apar datorită diferențelor de presiune si de temperatură dintre vale si culme. Brizele marine apar (ca și cele montane), datorită acelorași diferențe, însă acestea sunt dintre mare și uscat. Acestea sunt: ziua de mare, iar noaptea de uscat, creând climate locale de litoral maritim.

1.5. Nebulozitatea norilor

Nebulozitatea reprezintă gradul de acoperire a bolții cerului cu nori.

După gradul de acoperire a cerului cu nori se deosebește:

Nebulozitate parțială: fracțiune din bolta cerului acoperită de toți norii inferiori (Cumulus, Cumulonimbus, Stratus, Stratocumulus) sau, în lipsa acestora de norii mijlocii (Altostratus, Altocumulus), a căror înălțime nu depășește 2500 m;

Nebulozitate totală: fracțiune din bolta cerului acoperită de toți norii prezenți la un moment dat pe cer.

Nebulozitatea se apreciază vizual și se exprimă în zecimi sau în optimi de cer acoperit cu nori.

1.6. Principalele fenomene atmosferice

– Ceața este 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 de gheață sau ambele (în funcție de temperatura punctului de rouă), care reduc vizibilitatea orizontală sub 1.000 m.

– Viscolul reprezintă un 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 este 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 metri și câteva zeci de metri de la sol când, fără să ningă, zăpada este 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 este doar ridicată de la sol, vizibilitățile orizontală și verticală fiind foarte reduse, complexul de fenomene meteorologice asociate este denumit viscol (viscol general, viscol superior).

– Chiciura este o depunere solidă asemanatoare cu zăpada. Apare de obicei pe ramurile copacilor, pe firele conductorilor electrici și telegrafici etc. Chiciura apare in condiții de calm atmosferic, în interiorul maselor de aer umed și foarte rece.

Chiciura se formează prin transformarea vaporilor de apă în cristale de gheață (chiciura cristalină), sau în condițiile în care este ceață, în urma înghețării picaturilor foarte fine de apă supraracită (chiciura granulară). În masele de aer umed și foarte rece plutesc ace fine de gheață care se depun pe obiecte. Când umiditatea aerului în raport cu aceste ace de gheata (particule “germeni”) este foarte mare, procesul de transformare a vaporilor de apă în cristale de gheață în jurul acestor particule este foarte intens și astfel apare chiciura.

Spre deosebire de brumă, chiciura se formează în orice moment al zilei, independent de gradul de acoperire al cerului cu nori.

De multe ori, în zilele în care se formează chiciura, vremea este închisă ca aspect, datorită persistenței unei mase compacte de nori joși (Stratus).

– Poleiul se produce în perioada noiembrie-martie și are frecvența orară maximă în luna ianuarie. Constă în depunerea pe sol a unui strat fin de gheață. Pentru formarea poleiului trebuiesc îndeplinite următoarele condiții: solul să fie foarte rece, iar precipitațiile care ating solul să fie lichide. Picaturile de ploaie sau burniță, în cădere, ajunse la suprafața solului, îngheață imediat ce vin în contact cu acesta, dar și cu obiectele aflate la nivelul acestuia.

Depunerea picăturilor de apă pe aeronavele aflate în zbor poarta denumirea de givraj. Fenomenul este periculos pentru că această crustă de gheață depusă modifică portanța aeronavelor.

2. FENOMENE METEOROLOGICE ȘI CLIMATICE DE RISC PENTRU NAVIGAȚIA AERIANĂ

Fenomenele meteo-climatice de risc sunt definite ca fiind situații ce pot provoca victime omenești și pagube materiale. Nivelul pierderilor și amploarea acestora, sunt determinate pe de o parte de fenomenul în sine, iar pe de altă parte de natura, poziția geografică și dezvoltarea tehnologică a societății afectate, uneori luând aspect de calamități și dezastre.

Riscurile climatice sunt clasificate dupa criteriul rapidității lor de apariție, astfel:

Cu declanșare rapidă (ciclonii tropicali, orajele, tornadele, trombele, aversele, grindina);

Cu viteză de apariție intermediară (bruma, chiciura, poleiul, înghețul, ceața, viscolul);

Cu apariție lentă (secetele).

Fenomenelor de risc enumerate mai sus, li se mai adaugă și alte fenomene de risc climatologic datorate combinării unor factori meteorologici și de altă natură (avalanșele, undele de maree), precum și altele (vânturile neperiodice, furtunile de praf și de nisip, amplitudinile termice mari, depunerile precipitațiilor solide, umezeala aerului).

Este evidentă importanța deosebită pe care o are orice fenomen meteorologic de risc pentru navigația aeriană, având în vedere dinamica accentuată a mediului aerian, mult superioară celorlalte medii terestre.

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, este 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.

Pentru latitudinile temperate și polare, precipitațiile cad în cantități mari 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.

Precipitațiile se clasifică după următoarele criterii:

După starea de agregare:

precipitații lichide: ploaia, burnița;

precipitații solide: ninsoarea, măzărichea, grindina;

precipitații mixte: lapovița.

După condițiile de formare:

precipitații convective;

precipitații frontale;

precipitații orografice;

După intensitatea căderii:

precipitații slabe;

precipitații moderate;

precipitații puternice;

După caracterul căderii lor în timp:

precipitații continue;

precipitații intermitente;

averse;

burnițe.

2.2. Influența precipitațiilor asupra activităților aeronautice

În zonele cu precipitații, activitatea de zbor se desfășoară cu dificultate, deoarece acestea reduc vizibilitatea, produc givrajul, iar în unele cazuri chiar pot deteriora aeronava. Reducerea vizibilității depinde de natura și intensitatea precipitațiilor, cât și de viteza de zbor a aeronavei. Dacă pe timpul precipitațiilor slabe și moderate aeronava zboară cu viteză mică, vizibilitatea se reduce până la 2-4 km. Scăderea vizibilității se datorează peliculei de apă depusă pe cabina avionului. Dacă zborul în zonele cu preciptații slabe sau moderate se execută cu viteze mari, pelicula de apă ce se depune pe cabina aeronavei va atât de consistentă, încât va reduce vizibilitatea la limitele 1-2 km. sau chiar mai puțin. Când zborul se execută cu viteză mare în averse de ploaie, vizibilitatea se reduce brusc până la câțiva zeci de metri.

Dacă reducerea substanțială a vizibilității în zbor, de către ploaie sau ninsoare, este un fapt aproape neînsemnat, această situație este deosebit de periculoasă în faza de aterizare a aeronavelor.

Precipitațiile puternice pot obtura orificiile tubului Pitot, producând erori în indicarea vitezei de până la 100 km/h.

Pe timpul precipitațiilor, motoarele reactive pot suferi avarii datorită picăturilor mari de apă, care dereglează absorbția aerului, atrăgând după sine reducerea turajului compresorului. Când precipitațiile sunt sub formă de grindină, este interzis a se zbura cu viteză mare.

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 (fig. 6), 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.

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.

Fig. 6. Avarii provocate de grindină în timpul zborului

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 este 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 este 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. Fenomenul de ceață

Ansamblul de picături de apă sau cristale de gheață aflate în suspensie în stratul de aer din imediata apropiere a suprafeței terestre, poartă denumirea de ceață. Acest fenomen reduce vizibilitatea la valori mai mici de 1000 m. Când vizibilitatea datorită picăturilor de apă și cristalelor de gheață suspendate în aer este cuprinsă între 10 – 1 km, fenomenul poartă numele de aer cețos.

După măsura în care vizibilitatea orizontală este afectată, aprecierea ceței se face după cum urmează:

slabă: vizibilitate orizontală 500 – 1000 m.

moderată: vizibilitate 200 – 500 m.

densă: vizibilitate de la 50 – 200 m.

foarte densă: vizibilitatea orizontală până la 50 m.

Legat de modul în care se produce suprasaturația aerului cu vapori de apă, ceața se împarte în două mari categorii:

ceața din interiorul maselor de aer: de evaporare, de advecție, de radiație, advectiv-radiativă, de amestec, adiabatică – de pantă, de vale.

ceața frontală: prefrontală, frontală, postfrontală.

Ceața de evaporare se formează deasupra unei suprafețe de apă, atunci când temperatura acesteia este mult mai ridicată decat temperatura aerului. În principal se formează în regiunile polare, unde temperatura suprafeței de gheață este mult mai scăzută decat temperatura apei. La latitudini medii, se formează deasupra râurilor si lacurilor în general toamna și noaptea, când aerul, prin deplasarea sa pe uscat, devine mai rece decât apa.

Ceața de radiație se formează de regulă noaptea sau în primele ore ale dimineții. Aceasta ia naștere prin răcirea suprafeței terestre și a stratului adiacent de aer, datorită pierderii căldurii prin radiație. Ca și condiții favorabile pentru apariția ceții de radiație, enumerăm: cer senin, vânt slab (1-2 m/s), solul umed.

Ceața de advecție se formează în masele de aer cald care se deplasează deasupra unei suprafețe adiacente mai reci. Iarna se formează în masele de aer ce se deplasează dinspre mare spre uscat, iar vara dinspre uscat spre mare.

Uneori, ceața nepărând foarte densă, de la înălțime obiectele distingându-se relativ bine, piloții pot fi tentați să renunțe la zborul instrumental. Aceasta nu este o decizie bună, deoarece în momentul intrării în stratul de ceață, pilotul riscă să-și piardă orientarea față de pistă (fig. 7).

2.4. Influența ceții asupra activităților aeronautice

Zborul în condiții de vizibilitate redusă este mult îngreunat atât de imposibilitatea orientării după repere, cât și de senzațiile false provocate de percepția organelor de simț ale omului. Sunt relativ frecvente cazurile când deși aeronava se află în poziția normală de zbor, pilotul are senzația de înclinare, uneori chiar de zbor pe spate.

Organele de simț umane nu pot face distincția între forța gravitațională și forța centrifugă, de asemenea nu pot percepe viteza uniformă, ci numai schimbările de viteză.

Zborul în condiții de ceață este interzis fără anumite instrumente instalate la bordul aeronavelor.

Ceața reprezintă un element periculos la decolare, și mai ales la procedurile de apropiere, în vederea aterizării.

Ceața de radiație înaltă prezintă importanță mai ales prin frecvența ei neregulată și apariția ei ca “pete” care se întind pe suprafețe mari. Din avion, pe timpul ceții, Pământul se vede mai bine când se zboară la o înălțime mare (punctul 0) și mai slab când se zboară la o înălțime mai mică (punctul H) (fig. 7). Se pot distinge luminile de la sol, malurile râurilor si unele repere mai proeminent conturate. Dar atunci când se intră în stratul de ceață, vizibilitatea orizontală este foarte redusă.

Uneori, ceața nepărând foarte densă, de la înălțime obiectele distingându-se relativ bine, piloții pot fi tentați să renunțe la zborul instrumental. Aceasta nu este o decizie bună, deoarece în momentul intrării în stratul de ceață, pilotul riscă să-și piardă orientarea față de pistă (fig. 8).

Ceața de advecție este mai periculoasă decât ceața de radiație, aceasta apărând pe neașteptate, fapt care poate lua prin surprindere aeronavele aflate în zbor. Aceasta este foarte densă, se întinde pe suprafețe mari și se poate menține timp îndelungat.

Deasupra și în ceața de advecție nu este posibil zborul la vedere (VFR), reperele terestre fiind invizibile. Riscul produs de acest fenomen este cu atât mai mare cu cât viteza de apariție și de deplasare este mai mare, micșorându-se posibilitațile de manevră spațio-temporală, inclusiv aterizarea.

2.5. [NUME_REDACTAT] viscol se înțelege ninsoarea însoțită de vânt puternic și turbulent sau situația în care, din cauza zăpezii spulberate puternic de la sol, nu se vede cerul sau norii și nici nu se poate distinge dacă zăpada cade din nori sau este spulberată în aer de către vânt. Astfel, vizibilitatea orizontală, precum și cea verticală, sunt mult reduse, ele depinzând de viteza vântului și de intensitatea ninsorii.

În meteorologia aeronautică, fenomenul de viscol are două laturi importante de analizat, care interesează în mod direct protecția meteorologică a navigației aeriene: transportul de zăpadă la sol și transportul de zăpadă la înălțime.

Transportul de zăpada la sol se produce într-un strat îngust deasupra zăpezii, astfel că, la nivelul ochiului observatorului, vizibilitatea este bună. Deoarece transportul zăpezii se face aproape paralel cu suprafața solului, obiectele joase de pe sol sunt voalate și chiar mascate. El se produce la viteze ale vântului cuprinse între 10 și 12 m/s (în cazul zăpezii uscate și netasate), iar în cazul zăpezii afânate, cu un vânt mai slab, în medie de 6 m/s. În cazul transportului de zăpadă, la niveluri joase, se face o legătură între viteza vântului și vizibilitatea orizontală, la sol. Astfel, la viteze ale vântului cuprinse între 11 și 14 m/s, vizibilitatea variază de la 2 la , pentru viteze de 15-18 m/s, între 0.5 și , iar atunci când viteza vântului depășește 20 m/s, vizibilitatea scade sub . Situații favorabile producerii unor astfel de transporturi de zăpadă se întâlnesc după ninsori, în zonele cu vânturi puternice, din partea posterioară a ciclonilor și la periferia anticiclonilor, cu gradienți mari de presiune, în timpul creșterii presiunii la suprafața solului.

Transportul de zăpadă la înălțime se produce atunci când zăpada viscolită de la sol este transportată până la înălțimi mari; atât vizibilitatea verticală cât și cea orizontală se reduc foarte mult, aceasta din urmă putând scădea sub . Uneori, transportul zăpezii se poate face sub formă de vârtejuri.

Viscolul este considerat fenomen de risc pentru aviație prin vitezele ale vântului, după cum urmează:

– dacă viteza medie a vântului este cuprinsă între 11 și 15 m/s, viscolele sunt considerate puternice, la aceste valori medii, rafalele vântului putând atinge 20 m/s;

– dacă viteza medie a vântului depășește 15 m/s, viscolele sunt considerate violente, în aceste cazuri viteza vântului la rafală poate depăși cu mult 20 m/s.

Situațiile 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 mari, 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.

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.

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 un strat subțire de gheață.

[NUME_REDACTAT] viscolul este 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.

Fig. 9. Ponderea riscului climatic de viscol în arealele de dispunere a aeroporturilor și a aerodromurilor din România

LEGENDA: Rm = risc minim; R = risc mediu; RM = risc maxim

2.6. Fenomene orajoase

Fenomenele orajoase includ un ansamblu de fenomene vizuale și auditive sub forma fulgerelor și tunetelor. Aceste două elemente fiind mai degrabă rezultatul și nu cauza fenomenului orajos, definiția mai completă a acestuia va fi: complex de nori însoțit de fulgere și tunete sau numai de tunete.

În meteorologie, noțiunea de fenomen orajos se utilizează în locul celei folosite în limbaj comun de furtună. Aceasta se datorează faptului că sensul meteorologic al cuvântului furtună se rezumă doar la intensificările de vânt, pe când cel de fenomen orajos înglobează toate manifestările asociate norilor [NUME_REDACTAT] principale ale fenomenelor orajoase sunt:

producerea de curenți verticali puternici și mai ales succesiunea neregulată a curenților ascendenți și descendenți, manifestată prin turbulențe însemnate;

fenomene secundare, precum: descărcări electrice, precipitații sub formă de averse, grindină, givraj, vânturi puternice, vijelii și trombe.

Pentru ca fenomenele orajoase să se dezvolte, este necesară o anumită stare de instabilitate, iar aerul cald sub acțiunea unui impuls puternic, să fie forțat să se ridice repede în înălțime deasupra nivelului de condensare. Fenomenele orajoase după natura impulsului, pot fi:

de natură termică;

de natură frontală;

de natură orografică.

a) Orajele de natură termică iau naștere în interiorul maselor de aer mai reci, care ajung vara deasupra suprafeței terestre încălzite excesiv. Curenții de convecție ascendenți, cauzați de încălzirea, prin insolație a suprafeței active duc la dezvoltarea norilor cumuliformi. Mișcările ascendente foarte rapide din interiorul acestor nori sunt activate și de degajarea căldurii latente de condensare, care accentuează instabilitatea. Curenții verticali care apar ca urmare a circulației convective termice au o structură celulară. Un oraj de natură termică este format dintr-o serie de celule individuale, distincte, fiecare celulă având un curent ascendent asociat cu un curent descendent. Celulele individuale prezintă un ciclu de dezvoltare corespunzător cu cel al norului Cumulonimbus, trecând prin stadiul de Cumulus, stadiul de maturitate și stadiul de împrăștiere.

Au frecvență maximă în timpul verii, semnalându-se, în special, în cursul după-amiezilor. Ele se dezvoltă și se sting aproape în același loc sau încep într-un focar, de unde apoi se propagă în împrejurimi. Atunci când se deplasează (cu vânturile de la înălțimi medii) deasupra solului fără vegetație, orajele de insolație se intensifică, iar când trec peste suprafețe mai reci (lacuri, râuri, păduri mari), ele slăbesc sau dispar. Aceste oraje se formează în zone de joasă presiune, în caz de șa barică și uneori la periferia anticiclonilor. În general orajele locale durează puțin și au intensitate mică. Izolat, ele sunt însoțite de vânturi în rafale și căderi de grindină.

b) Orajele de natură frontală sunt legate de activitatea frontală și au loc în timpul dislocării violente a aerului cald și umed, care este forțat să se ridice deasupra aerului rece. Asemenea fenomene se produc atât ziua, cât și noaptea, în orice anotimp, nu au caracter local, ci urmează o linie mai mult sau mai puțin continuă, ce se întinde pe distanțe mari.

În cazul trecerii fronturilor reci, apariția orajelor se datorează forțării aerului cald de a se ridica repede deasupra unei pene de aer rece, care pătrunde cu o mare intensitate sub aerul cald. Fenomenele orajoase produse astfel sunt cele mai violente și sunt adesea însoțite de vijelii sau grindină. Ele se deplasează în sensul și cu viteza de mișcare a acestuia și pot avea loc în orice anotimp, atât ziua, cât și noaptea.

c) Orajele de natură orografică apar în cazul ascendenței forțate a aerului cald si umed pe pantele munților expuși vântului. Prin ascendență, aerul se răcește, iar vaporii de apă încep să condenseze. Apar astfel norii Cumulonimbus, care, de cele mai multe ori, determină averse de ploaie, asociate cu descărcări electrice si intensificări de vânt. Aceste fenomene se produc cu o intensitate mai mare pe partea expusă vântului, pe când, pe partea ferită curenților de aer, aceste fenomene pot lipsi cu desăvârșire, existând chiar posibilitatea ca norii să se etaleze.

Indiferent de natura impulsului care stă la baza formări lor, norii Cumulonimbus reprezintă elementul potențial cel mai periculos din atmosferă pentru navigația aeriană, ei fiind asociați cu mișcări ascendente și descendente puternice, cu turbulență și givraj.

Stadiile formării norilor Cumulonimbus:

Un nor Cumulonimbus termic, de la apariție și până la împrăștiere, trece prin 3 stadii, care se succed după cum urmează (fig. 10):

1) Stadiul de formare și dezvoltare: un indiciu de formare a norilor Cumulonimbus de natură termică este apariția, pe timp de vară, înainte de răsăritul soarelui, a unor frânturi de nori cumuliformi în jurul înălțimii de . Acești nori sunt Altocumulus castellatus, ce indică o atmosferă instabilă și posibilitatea dezvoltării curenților ascendenți, necesari formării orajelor în a doua jumătate a zilei. Când soarele ajunge deasupra orizontului, de regulă, acești nori se risipesc.

În prima fază, în jurul orei 10 apar norii Cumulus humilis de timp frumos. În stadiul de Cumulus humilis, curenții principali sunt cei ascendenți, simetrici față de o verticală dusă prin centrul norului. Cei mai puternici curenți ascendenți se găsesc către vârful norului și la sfârșitul stadiului. Caracteristic pentru acești nori este lipsa precipitațiilor. Totuși, în ei se formează picături de apă care însă se evaporă în stratul de aer nesaturat de sub nor. Când există condiții favorabile, norii Cumulus cresc repede atât în sens vertical, cât și în cel orizontal, sau se contopesc într-unul mai mare. [NUME_REDACTAT] humilis trece astfel în stadiul de Cumulus mediocris, urmat apoi de Cumulus congestus.

În norii Cumulus congestus predomină curenți ascendenți bine dezvoltați. O dată cu aceștia apar și curenți descendenți, însă mai slabi, aceștia predominând mai ales în aerul liber de sub nori. Picăturile de apă se contopesc și sunt antrenate de curenții ascendenți puternici. Când norul atinge extinderi verticale mai mari (3-), picăturile ating asemenea dimensiuni încât curentul ascendent nemaiputându-le ține în suspensie, încep să cadă prin părțile norului unde curenții ascendenți sunt mai slabi. Începutul căderii picăturilor și marchează trecerea din stadiul de Cumulus congestus în stadiul de Cumulonimbus calvus și apariția curenților descendenți. Viteza curenților descendenți este cea care se face răspunzătoare la sol de intensitatea averselor, tăria rafalelor de vânt și de scăderea de temperatură.

2) Stadiul matur al norilor Cumulonimbus: este reprezentat de apariția norului de tip Cumulonimbus capillatus. Acesta tip de nor se recunoaște după forma de nicovală pe care o îmbracă vârful acestuia. Norul se mișcă în direcția în care se întinde nicovala.

Pentru formarea și dezvoltarea norilor Cumulonimbus este necesar un timp minim de 3 la 5 ore. Trecerea de la norii Cumulus la Cumulus congestus este lentă, însă trecerea de la norii Cumulus congestus la norii Cumulonimbus este foarte rapidă (30 – 60 minute).

Norii orajoși bine dezvoltați pot ocupa toată troposfera. La latitudinile medii, înălțimea limitei inferioare, de regulă, este la 600-1000 m, iar cea superioară ajunge până la altitudinea de 8 – 14 km. Extinderea pe orizontală a norilor orajoși oscilează între 3 și 50 km.

În norii orajoși mișcările ascendente ale curenților de aer predomină în partea anterioară, iar cele descendente în partea posterioară a norilor în zona cu precipitații.

Temperatura aerului la limita inferioară a norilor orajoși este de 100 – 150 C, iar la limita superioară oscilează între –300 C și –650 C, funcție de extinderea norilor pe verticală (fig. 12).

Din punct de vedere al compoziției, de la bază până la nivelul de 00 C, norii se compun din picături de apă cu temperaturi pozitive; de la 00 C până la –200 C, din cristale de gheață și picături suprarăcite, iar mai sus de –200 C predomină cristalele de gheață (fig. 13).

3) Stadiul de împrăștiere a norului: în faza a treia se produce distrugerea progresivă a norilor orajoși prin încetarea activității orajoase și slăbirea precipitațiilor. De regulă, formarea nicovalei la partea superioară a norilor orajoși indică dezvoltarea maximă a acestora și totodată începutul distrugerii lor. Nicovala se separă de vârful norului și se poate mișca mai departe, sub formă de Cirrus spissatus cumulonimbogenitus.

Fig. 11. [NUME_REDACTAT]

Din rândul fenomenelor meteo de risc provocate de acești nori se încadrează descărcările electrice, vijeliile, givrajul, turbulența, microrafale, trombele (tornadele), grindina, aversele.

a) Descărcările electrice. Energia enormă conținută de norii orajoși rezultă din transformarea cinematicii curenților de aer în energie electrică, la care se adaugă și energia eliberată din condensarea vaporilor de apă pe timpul formării norilor. Apa conținută într-un nor Cumulonimbus are o masă de câteva sute de mii de tone, iar în procesul condensării, fiecare gram de apă eliberează cca. 600 de calorii.

Formarea și separarea sarcinilor electrice într-un nor orajos au ca urmare crearea între puncte separate ale norului, între nori sau între nor și suprafața terestră, a unor mari diferențe de potențial electrostatic, datorită cărora iau naștere descărcările electrice. Acestea pot apărea în interiorul norului sau între nori diferiți (fulgerele), sau între nor și suprafața subiacentă (trăsnetele). Zgomotul care însoțește fulgerul sau trăsnetul se numește tunet.

În general 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 este 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 mari de propagare, este 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.

Dacă o aeronavă este lovită de fulgere, acestea pot perfora structura avionului și deteriora echipamentul electronic, periclitând astfel controlul aparatului de zbor.

Tunetele rezultată 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.

b) Grindina se formează ca rezultat al înghețării și creșterii ulterioare a unor picături mari, suprarăcite de apă. Transportul unor asemenea picături mari, înghețate, de către curenții ascendenți puternici, în părțile superioare ale norului, determină creșterea lor. Transportul în sus și în jos al particulelor de gheață face ca acestea să capteze alte picături de apă suprarăcite și ca urmare, dimensiunea gheții crește, datorită depunerii de noi straturi. La un moment dat, acestea ating asemenea dimensiuni, încât curenții ascendenți nu le mai pot susține, și se desprind din nor sub formă de grindină sau măzăriche.

Ca hidrometeor, grindina reprezintă o formă de precipitații solide, alcătuite din granule transparente sau opace de gheață, de diferite forme (sferice sau colțuroase), mărimi (cu diametre între 0.5 și 50 mm) și greutăți (de la câteva grame, la peste 300 g), care cade în timpul averselor de ploaie, însoțite de fenomene orajoase (tunete, fulgere) și vânt tare, luând aspect de furtună.

Cauzele genetice ale grindini sunt determinate de particularitățile circulației generale a atmosferei, în interacțiune cu cele ale suprafeței active.

Circulația generală a atmosferei contribuie la formarea grindinii, prin intermediul fronturilor reci, foarte active, care se deplasează peste teritorii supraîncălzite.

Particularitățile locale ale suprafeței active au un rol deosebit în geneza grindinii, prin intensificarea proceselor de convecție termică și creșterea gradului de turbulență a aerului.

In funcție de dimensiunile granulelor, grindina poate provoca avarii considerabile aeronavelor, atât în zbor, cât și la sol: deformarea structurii planurilor și fuzelajului, spargerea cupolei cabinei și a farurilor de bord, ruperea antenelor exterioare. De menționat că în zbor, avariile provocate de grindină aeronavelor sunt direct proporționale cu viteza aeronavei.

c) Aversele sunt căderi importante de precipitații într-un timp foarte scurt, cu început și sfârșit brusc, prezentând, pe parcursul producerii lor, schimbări de intensitate foarte rapide, adesea violente. După starea de agregare a apei, ele pot fi: averse de ploaie, lapoviță și ninsoare.

Aversele se fac responsabile în cazul navigației aeriene de reducerea vizibilității, stingerea flăcării motorului, pierderea aderenței trenului de aterizare cu suprafața pistei, acvaplanare, givraj în cazul lapoviței și a ninsorii. Pe lângă acestea, se mai adaugă și faptul că, de cele mai multe ori aversele vin însoțite de intensificări de vânt și descărcări electrice.

d) Tromba este un vârtej cu ax vertical, de dimensiuni orizontale mici (200- deasupra uscatului), în care viteza mișcării turbionare poate depăși , iar viteza verticală poate atinge 40-50 m/s.

O trombă sau o tornadă apare pe suprafața terestră ca un turbion sau o coloană rotitoare, unde forța centrifugă micșorează foarte mult presiunea în interior, generând aspirarea unor obiecte de pe sol, tromba căpătând aspectul unui con negru, sinuos, care se întinde de la sol până la baza norilor. Rarefierea puternică provocată de rapida mișcare turbionară ascendentă a aerului, determină răcirea considerabilă a aerului, condensarea masivă a vaporilor de apă și formarea norului sub formă de pâlnie, care poartă numele de tubă și reprezintă caracteristica principală a unei tornade, semnul ei distinctiv, printre celelalte perturbații atmosferice.

Pagubele sunt cauzate nu numai de vitezele considerabile ale vântului, dar și de absorbția (aspirarea) creată de centrul de joasă presiune și de efectele de răsucire (contorsionare), datorate forfecării orizontale a vântului.

e) Vijelia reprezintă o intensificare brusca a vântului, de cel puțin 8 m/s, la o viteză de 11 m/s sau mai mult, care durează cel puțin un minut. Ea se distinge de o rafală, prin durata mai mare și este asociată, de obicei, cu orajele sau fronturile reci active. Intensificarea vântului este asociată și cu o schimbare de direcție, variații ale presiunii, temperaturii și umidității.

f) Microrafalele și frontul de rafale. Microrafalele (fig. 14) se prezintă sub forma unui curent descendent, ce coboară din masa noroasă, și care poate atinge viteze în plan vertical de 20m/s. În momentul în care ating solul, se răsfrânge în evantai, determinând, uneori, apariția fronturilor de rafale (fig. 16), cu viteze în plan orizontal de până la 50m/s, în funcție de dezvoltarea norului și depărtarea de locul de impact al microrafalei cu solul. Acestea se pot recunoaște după forme de nori sau fenomene caracteristice (fig. 15, 17).

O microrafală care acționează direct asupra unei aeronave va determina în primă fază o creștere rapidă a portanței, datorită vântului de față, urmată apoi, de o pierdere bruscă de portanță, datorită vântului de coadă. Aceste efecte pot deveni periculoase zborului, mai ales prin aceea că apar în fazele de decolare și aterizare (fig. 18, 19).

Fig. 19. Influența unei microrafale asupra decolării unui avion

2.6.1. Influența orajelor asupra activităților aeronautice

Pe timpul zborului în norii orajoși, instrumentele barometrice de la bord – în special altimetrul și variometrul – pot da indicații eronate, ca urmare a variațiilor rapide și mari ale presiunii atmosferice. În țara noastră, 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.

Fig. 20. Avion lovit de fulger

Fig. 21. Avarii provocate de lovirea unui fulger

2.7. [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 -10̊ 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 este 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.

Pentru aeronavele cu viteze mici de zbor (100 – 500 km/h), la temperaturi sub -5̊ C, intensitatea givrajului crește odată cu creșterea vitezei de zbor, a cantității de apă suprarăcită în nori sau a intensității precipitațiilor din zona de zbor.

La avioanele de mare viteză, probabilitatea formării grivrajului este scăzută, cu excepția fazelor de decolare și aterizare, când vitezele sunt cuprinse între 200 – 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, ceșterea rezistenșei la înaintare, scăderea forței portante, creșterea masei aeronavei, creșterea tracțiunii necesare și scăderea tracțiunii excedentare.

2.8 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 este 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 (fig. 22.) 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.

Fig. 22. givrajul bordului de atac al aripii unui avion

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 este 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 este 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.

2.9. [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 este 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 este caracteristică turbulența dinamică (mecanică). Aceasta este 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 este vântul în rafale, care se intensifică mult în zonele frontale, unde turbulența devine foarte puternică.

2.10. Influența turbulenței asupra activităților aeronautice

În zborul orizontal și neperturbat, cele două forțe principale care acționează asupra aeronavei, adică portanța si greutatea lui, se echilibrează. Aeronava intrând în vârtejurile turbulente, sub influența mișcărilor ascendente si descendente, 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 este proporțională cu componenta verticală a vitezei vântului și cu viteza avionului; este 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 este faptul că variometrul dă indicații eronate în aceste situații.

Datorită faptului că formarea lor este 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, este situația mascării norilor de formație verticală în masele de nori Nimbostratus.

3. INFLUENȚA DIFERITELOR ELEMENTE METEOROLOGICE ȘI CARACTERISTICI CLIMATICE ASUPRA NAVIGAȚIEI AERIANE

Situația meteorologică este o componentă a factorului de mediu care poate influența securitatea zborului, prin apariția anumitor fenomene care pot pune în pericol activitatea.

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

Pentru asigurarea zborului pe diferite traiecte sau în zone s-au stabilit eșaloanele înălțimii de zbor a aeronavelor.

La baza acestui principiu stă executarea zborului la înălțimea unde presiunea este constantă (în lungul suprafeței izobarice).

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. este 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

Temperatura aerului influențează zborul tuturor tipurilor de aeronave. Această influență se remarcă prin variația invers proporțională a densității aerului cu temperatura.

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 turajul motorului, distanța de rulare se mărește cu 13% (aproximativ 130 m la fiecare 1.000 m de rulare), iar la scăderea temperaturii 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 este 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. 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 este 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 este 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 mari reprezintă procesul de coagulare.

După atingerea saturației, factorul cel mai important pentru creșterea picăturilor din nor este echilibrul diferit al tensiunii vaporilor în contact cu picăturile de dimensiuni diferite. Dacă tensiunea vaporilor din aerul cu picături-germen este 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 mari 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 de altă 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 15).

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.

Fig. 23 – Genurile de nori

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.

Vizibilitatea orizontală la sol, în afara fenomenelor menționate, este 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 este 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 este mai bună decât la sol.

Vizibilitatea verticală, determinată de la sol, se confundă adesea cu înălțimea bazei (plafonul) norilor; vizibilitatea de jos în sus este mai bună decât de sus în jos.

Vizibilitatea oblică (de aterizare) este 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 este 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.

Vizibilitatea în nori este întotdeauna diminuată față de spațiul aerian înconjurător, datorită și în funcție de structura microfizică a norilor respectivi.

3.5 Vântul și influența sa asupra zborului

Vântul este 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 aeriană, 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 este 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. Acestea sunt 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. Dacă vântul lateral este puternic, avionul poate fi răsucit încât să ajungă perpendicular pe pistă. La începutul rulării pentru decolare, momentul de răsucire este atenuat de frânarea roților, dar apoi, pe măsură ce viteza de rulare se mărește, apare o înclinare a avionului pe direcția vântului, care îngreunează pilotarea.

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.

Fiecare aeronavă are stabilite bareme maxime atât pentru vântul lateral, cât și pentru vântul de față și de coadă, în timpul aterizării și decolarii. Aceste bareme se fac în funcție de particularitățile constructive ale fiecarui tip de aeronavă. Zborul în urcare și coborâre este, de asemenea, influențat de vânt, prin modificarea unghiului de incidență al aripii, a vitezei ascensionale și a vitezei reale.

Zborul orizontal este 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.

Vântul de forfecare este un element meteorologic care prezintă un pericol pentru decolarea și aterizarea avioanelor. Această denumire i-a fost dată datorită faptului că își schimbă brusc direcția și intensitatea pe o distanță foarte scurtă.

În anumite condiții, elementele din atmosferă sunt capabile să producă forfecări foarte periculoase, la înălțimea de 60-65 m față de sol. Au fost observate schimbări ale direcției vântului cu 180°C și a vitezei acestuia cu 25 m/s.

Vântul de forfecare ce se produce în primii 60 m deasupra solului, la faza finală de aterizare sau decolare, poate fi cauzat de unul din următoarele fenomene atmosferice:

curenți de aer ascendenți și descendenți (forfecare verticală);

variații ale curenților de aer pe orizontală (forfecare orizontală);

turbulența atmosferică.

Până la 300 m deasupra solului, vântul forfecării verticale, în comparație cu vântul forfecării orizontale, are o influență deosebită asupra traiectoriei de zbor.

Vântul de forfecare de nivel inferior, întâlnit pe timpul decolării sau aterizării, a contribuit la multe incidente și accidente de zbor, îndeosebi la avioanele de transport.

Cele mai multe cazuri de producere a vântului de forfecare s-au observat noaptea, în atmosferă stabilă, asociată cu mari inversiuni de temperatură.

Cel mai frecvent, vântul de forfecare a cauzat probleme în faza apropierii de aeroport. De aceea este indicat pentru piloți să utilizeze toate reperele vizuale și aparatele disponibile, pe întreaga durată a etapelor de apropiere și aterizare. Să fie atenți și prompți pentru contracararea efectelor periculoase ale vântului de forfecare.

Curenții jet sunt curenți de aer sub formă tubulară, cu viteză mare în troposfera înaltă și stratosfera joasă și cu axul în apropierea tropopauzei. Întrucât în zona curenților jet este concentrată cea mai mare parte a energiei cinetice din atmosferă, aceștia sunt caracterizați prin vânturi puternice, turbulență accentuată și vânturi de forfecare pe verticală, care se întâlnesc de obicei la periferia lor.

Vânturile puternice și curenții jet pot fi în folosul activității de zbor, îndeosebi pe traiecte mari. Vântul puternic de spate poate să reducă substanțial timpul de zbor și să mărească autonomia de zbor, datorită consumului de carburant pe unitatea de distanță. Se recomandă echipajelor ca înainte de zbor să ia la cunoștință zonele unde se manifestă curenții jet.