diagrama aerologica

Atmosfera terestraSite-ul (http://despremeteorologie.weebly.com)

Atmosfera este invelisul gazos al Terrei, considerat un imens ocean aerian pe fundul căruia isi desfasoara activitatea societateaumana (Mahara, 2001). Atmosfera este considerata interfata dintre corpul planetar si spatiul interplanetar (Ecaterina Ion Bordei şi Simona Capsuna, 2000). Este constituita dintr-un amestec de gaze în care se afla in suspensie particule lichide solide sau gazoase de origineterestra şi cosmica, naturala sau antropica. Din punct de vedere teoretic, aerul atmosferic este considerat un gaz ideal, un fluid, care se supune legilor fizicii, in general, si ale mecanicii fluidelor, in particular. Aerul atmosferic este indispensabil vieţii prin continutul de oxigen necesar respiratiei si ofera protectie impotriva radiatiilor solare ultraviolete care distrug viata prin intermediul stratului de ozon. In acelasi timp, el asigura o temperatura constanta planetei Terra prin existenta gazelor cu lungimi de unda din domeniul infrarosu, care functioneaza ca un ecran protector impotriva pierderii caldurii noaptea si incalzirii excesive ziua.

Originea atmosferei In legatura cu originea atmosferei, s-au dezvoltat mai multe ipoteze. Prima considera ca atmosfera s-ar fi format o data cu Sistemul Solar, in urma cu aproximativ 4,6 miliarde de ani şi ar trebui sa contina aceleasi gaze din care s-a format şi planta pamant; hidrogenul si heliul se afla numai la limita superioara a atmosferei. Aceasta este considerata o situatie similara cu cea a Lunii, care datorita fortei gravitationale reduse, ca urmare a rotatiei în jurul axei sale a contribuit la

pierderea în cosmos a apei si aerului (Ielenicz, 2000). O alta ipoteza presupune ca atmosfera terestra ar fi aparut în 26 urma racirii treptate a Pamantului, avand ca rezultat: 85% vapori de apa, 10% dioxid de carbon si azot. Prin scaderea temperaturii s-a produs condensarea vaporilor de apă, au aparut norii si precipitatiile,formandu-se astfel subsistemul hidrosfera. O parte din dioxidul de carbon s-a dizolvat în apa oceanelor, iar alta s-a acumulat în rocile calcaroase. In urma acestor procese atmosfera se îmbogateste treptat in azot, care îi confera claritate si luminozitate. Datorită disocierii moleculelor de apa prin fluxul radiativ solar s-au format hidrogenul si oxigenul, ultimul fiind mai greu s-a acumulat, aparitia lui generand aparitia primelor forme de viata în apa, ferite de actiunea nocivă a razelor ultraviolete, cum ar fi Euglena viridis, care isi sintetizeaza energia prin fotosinteză. O dată cu creşterea concentraţiei de oxigen din aer creste si proporţia ozonului (O3) prin procesul de fotoionizare,care contribuie la dezvoltarea vietii şi pe uscat. Intensificareaproceselor de fotosinteza, respiratie şi descompunere chimica incepand cu perioada cambriana (580 mil. ani în urma) a determinataparitia unei atmosferei secundare, care, in timp, a evoluat catre cea prezenta. O alta ipoteza este de origine divina, creaţionistă, care consideră varsta atmosferei între 10 000 de ani şi 30 000 de ani, care ar fi apărut o data cu omul. Trebuie să considerăm că formarea si evolutia atmosferei a fost indelungata, fiind asociata cu cea a planetei insasi, ea modificandu-si compozitia în urma transformarilor de la suprafata terestra, în functie de evolutia societatii omenesti.

Forma atmosferei Atmosfera efectuează impreuna cu Pamantul miscarea de rotatie in jurul axei polilor, deci ea imprumuta forma acestuia de elipsoid de rotatie, adica mai turtita la poli si mai bombata la Ecuator. Astfel, la poli grosimea troposferei, primul strat al atmosferei, este de 7-9 km,iar la ecuator poate să atingă 16-18 km. La nivelul paralelei de 45º, in zonele temperate, grosimea acesteia este de 11-12 km. Soarele şi Luna, prin atractia exercitata, determina în masa atmosferei miscări asemanatoare apei oceanelor si marilor, de flux şi reflux, cunoscute sub denumirea de maree atmosferica. Dimensiunile si forma atmosferei sufera modificari diurne si sezoniere în functie de incalzirea si racirea diferentiata a acesteia si datorita presiunii exercitate de vantului solar. Ca urmare a acestor factori, atmosfera ar avea forma unui ovoid. O alta parere despre acest subiect a fost expusa de V. G. Fesenkov, în anul 1960, acesta afirmand ca forma atmosferei ar fi de pară, nu elipsoidala. Aceasta concepţie a fost confirmata ulterior de investigatiile prin intermediul satelitilor meteorologici, in urma carora s-a observat o turtire a atmosferei catre Soare generata de vantul solar, un flux de protoni si electroni emisi permanent de acesta şi o prelungire in partea opusa

Limitele atmosfereiLimita inferioara a atmosferei este usor de delimitat deoarece aceasta se intrepatrunde cu celelalte subsisteme ale geosistemului: litosfera, hidrosfera, biosfera, pedosfera, reliefosfera, criosfera.Limita superioara este mai dificil de delimitat, deoarece, intre atmosfera si spatiul cosmic, nu exista o limita clara, trecerea fiind treptata in urma rarefierii aerului. Este considerata totusi ca limita superioara, spatiul pana la care se manifesta procesele si fenomenele fizice caracteristice unui amestec gazos, adica aproximativ 1200-1800 km, unde se formeaza aurorele boreale, ca urmare a ionizarii aerului rarefiat. Teoretic, limita superioară a atmosferei s-ar afla în zona în care fortele de gravitatie şi centrifuga ale Pamantului se echilibreaza, adica la inaltimile de 28 000 km deasupra polilor si de 42 000 km deasupra ecuatorului. In realitate, la aceste inaltimi aerul este foarte rarefiat, atomii gazelor scapa de sub atractia gravitationala si patrund in

spatiul interplanetar.

Masa şi densitatea atmosferei Masa reala a atmosferei terestre este de 5,147·1015 tone, reprezentand o milionime din masa Pamantului, 5,98·1027 tone. Altitudinal, masa atmosferei scade datorita scaderii presiunii si densitatii aerului, astfel ca, la nivelul marii masa unui metru cub de aer are o valoare de 1,293 kg, la 12 km inaltime este de 319 g, la 25 km de 43 g, iar la 40 km de 4 g. Jumatate din masa atmosferei este concentrata pana la inaltimea de 5 km, iar aproape

intreaga cantitate pana la limita superioara a stratosferei. Densitatea este unul din parametrii principali ai atmosferei alaturi de presiune, temperatura, masa şi volum si reprezinta raportul dintre masa si volum, exprimat in grame/cm3 sau kilograme/ m3. Densitatea aerului depinde de urmatorii parametri: altitudine, presiune, temperatura, umiditate. O data cu cresterea altitudinii, scade densitatea aerului si deci si presiunea si temperatura lui.In functie de gradul de umezeală, s-a constatat că aerul uscat are o densitate mai mare decat aerul umed. Aerul uscat are, astfel, lanivelul marii, o densitate de 0,001293 g/cm3 sau 1,293 kg/ m3, la o presiunea medie de 1013,25 mb si o temperatura de 0ºC.

De raportul dintre densitatea aerului si ceilalti parametri meteorologici depind procesele termodinamice din aer, care determină stabilitatea sau instabilitatea vremii

Compoziţia aerului atmosfericAtmosfera reprezinta un amestec de gaze, in principal azot si oxigen (fapt demonstrat prima data de către Lavoisier) în care se afla in suspensie diferite particule solide şi lichide de origini diferite, denumite aerosoli. Gazele care formează aerul atmosferic sunt: azotul in proportie de 79,2%, oxigenul cu 20,8%, cantitati mici de bioxid de carbon, amoniac si vapori de apa. Azotul si oxigenul reprezinta peste 99%, restul de 1%, celelalte gaze. Dupa O.M.M., in aerul uscat pana la inaltimea de 25 km se afla următoarele elemente: argon, bioxid de carbon, neon, heliu,kripton,hidrogen, xenon, ozon, radon, iod, metan, oxid de azot, apa oxigenata,bioxid de sulf, bioxid de azot, oxid de carbon, clorura de sodiu, amoniac.La suprafata terestra, unele gaze sunt variabile, in special dioxidul de carbon, vaporii de apa, radonul şi ozonul, iar oxigenul si hidrogenul sunt constante. O alta componenta a aerului atmosferic este reprezentata de suspensiile lichide si solide, numite aerosoli.In concluzie, atmosfera este alcatuita din trei categorii principale de componente sau elemente:• constante;• variabile;• aerosoli.

Elementele constanteSunt acelea care nu isi schimba concentratia. Principale sunt: azotul (78%), si oxigenul (21%).Azotul este un element care nu intretine viata, dar in amestec cu oxigenul reduce forta oxidanta a acestuia, facand posibila viata pe Terra. Are un rol important in nutritia plantelor si este folosit pe scara larga in industriile chimica ai farmaceutica la fabricarea ingrasamintelor azotoase, a colorantilor si medicamentelor.Oxigenul este cel mai important gaz deoarece intretine viata si are proprietatea de a absorbi radiatiile ultraviolete nocive . Cantitatea de oxigen se pastreaza în limite constante deoarece pierderile prin respiratie si reactiile cu alte elemente sunt compensate prin aportul din procesul de fotosinteza clorofiliana a plantelor.

Structura atmosferei Atmosfera nu este omogena, ea este alcătuita din straturi concentrice, cu proprietati fizice si chimice diferite. Principalele straturi adoptate în anul 1951 de către organizatia Meteorologica Mondiala sunt: troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera şi exosfera.. Troposfera este stratul inferior al atmosferei situata intre 0 m şi inaltimea la care temperatura nu mai scade cu altitudinea. Aici esteconcentrata aproximativ 80% din masa atmosferei si aproape intreaga cantitate de vapori de apa tot aici se produc cele mai importante procese si fenomene fizice studiate în cadrul meteorologiei. Grosimea troposferei este variabila in functie de marile zone climatice ale globului. Astfel, in zonele polare se situeaza pana la inaltimi de 6-8 km, in zonele temperate inaltimea ei ajunge la 10-12 km, iar în zona calda este cea mai mare, 16-18 km. In timpul anului, grosimea troposferei sufera variatii datorita modului diferit de incalzire a aerului, iarna fiind mai mica cu aproximativ 2 km. In troposfera se produc miscarile convective ale aerului, ascendente si descendente, care contribuie la distribuirea temperaturii si umezelii aerului. Temperatura scade altitudinal conform gradientului termic vertical care are o valoare de circa 0,6ºC/100 m. Tot aici se produc miscarile orizontale ale aerului sub forma vanturilor, conform gradientului baric orizontal, de asemenea, se produc procese şi fenomene importante legate de sistemul de faze al apei: evaporare, condensare, sublimare, nori şi precipitaţii.Troposfera se împarte în: inferioara, mijlocie şi superioara.Troposfera inferioara se afla între suprafaţa terestră si aproximativ inaltimea de 2 km. Acest substrat de aer este cel mai mult influentat de suprafata terestra, in mod deosebit stratul microclimatic, de pana la 2 m. Contine cea mai mare cantitate de vapori de apa

si nuclee de condensare a vaporilor, dar şi cel mai inalt grad de poluare. Aici se formează norii inferiori si cei cu mare dezvoltare verticala care dau cele mai mari cantitati de precipitatii atmosferice. Este o zona importanta de turbulenta a aerului, datorita frecarii de rugozitatilesuprafetei terestre.Troposfera mijlocie se situeaza între 2 km şi 6-7 km, influenţa suprafetei terestre fiind foarte scazuta. Se produc miscari convective şi advective ale aerului si se formeaza norii mijlocii.Troposfera superioara se afla la peste 7 km pana la tropopauza iar influenta suprafetei terestre este neglijabila, la fel si dinamica aerului. Temperatura aerului scade vertiginos ajungand pana la -60ºC in zonele polare si pana la -80ºC în zona ecuatoriala. In acest substrat al troposferei se formează norii superiori alcatuiti din cristale de gheata, genul Cirrus, din care nu cad precipitatii.Zona de trecere dintre troposfera şi stratosfera, al doilea strat al atmosferei se realizeaza prin tropopauza, care are o grosime variabilade la cateva sute de metri pana la 1-2 km (in zona ecuatoriala). Temperatura nu mai scade cu altitudinea (izotermie) si este zonacurentilor jet cu viteze foarte mari, 200-500 km/ora.Stratosfera se intinde de la tropopauza până la 35 km si chiar 50 km, dupa unii autori. Temperatura creste spre partea ei superioara pana la 0ºC la inaltimea de 50 km. Umezeala aerului este foarte redusa deoarece nu se produc curenti de aer verticali, care sa transporte vaporii de apa. La aproximativ 25 km se afla o zona în care exista o concentratie mare a ozonului, numita ozonosfera.Mezosfera este situata intre stratopauza si inaltimea de 80 km. Aerul este foarte rarefiat. Densitatea aerului este redusa, dar permite aprinderea meteoritilor. La 50-55 km se află a doua concentratie masiva de ozon care formeaza ozonosfera în urma fotodisocierii moleculelor de oxigen. Temperatura este ridicata datorită procesului de absorbţie a radiatiilor ultraviolete de catre ozon. Termosfera este segmentul situat între 80 km si 1000-1200 km, unde gazele sunt puternic ionizate de către radiatiile gama, X siultraviolete cu lungime de unda sub 0,2 μ. Portiunea din termosfera situata intre 60 km si 700 km este cunoscuta sub numele de ionosfera, foarte importanta pentru comunicare prin undele radio. Dupa gradul de ionizare si inaltimea la care se reflecta undele radio, ea este alcatuita din mai multe straturi. La limita superioara temperatura aerului poate să atinga valori deosebit de mari, 2000-3000ºC, datorita absorbtiei radiatiilor ultraviolete de catre moleculele de oxigen care se disociaza cu degajare de caldura.Exosfera este situata intre 1000-1200 km si limita superioara a atmosferei. Este alcatuita din gaze foarte rarefiate.Troposfera si stratosfera formeaza atmosfera inferioara, iar mezosfera, termosfera si exosfera formeaza atmosfera superioara.Dupa ultimele cercetari efectuate cu ajutorul rachetelor si satelitilor meteorologici si în urma zborurilor extraterestre s-au stabiliturmatoarele diviziuni ale atmosferei:-homosfera (de la suprafata Pamantului pana la inaltimea de 90- 100 km, cu prezenta stratului de ozon intre 20-35 km si 50 km;-heterosfera de la limita homosferei pana la peste 10 000 km si este alcatuita din patru straturi gazoase: stratul de azot molecular, stratul de oxigen atomic, stratul de heliu, stratul de hidrogen atomic.Tot in urma cercetarilor recente s-a dovedit că Pamantul este inconjurat de un vast

camp electromagnetic, care se intinde în afaraatmosferei la distante cuprinse intre 65 000km şi 130 000 km, invelis numit magnetosfera, urmată de magnetopauza in care influenta campului magnetic inceteaza. In acest spatiu exista trei centuri de radiatie numite centurile lui Van Allen, dupa numele celui care le-adescoperit, formate din protoni, electroni si neutroni de mare energie captati din radiatia corpusculara cosmica.

Presiunea atmosferica Presiunea atmosferica este forta cu care apasa o coloana de aer cu sectiunea unitara, inalta pana la limita superioara a atmosferei. Presiunea atmosferica se masoara cu unitatea SI "pascal" sau unitatea tolerata"milibar", dar frecvent ea este exprimata in milimetri coloana de mercur. Faptul ca oamenii au in componenta organismului si aer duce la un echilibru intre presiunea interioara din corp si cea exterioara. De aceea, nu suntem pur si simplu striviti de greutatea aerului atmosferic, desi el apasa pe fiecare centimetru patrat al corpului nostru cu o forta egala cu aprox. 1 kgf. Straturile superioare exercita o presiune asupra celor inferioare cu atat mai mare, cu cat straturile de aer respective sunt mai aproape de Pamant. Deci presiunea atmosferica scade cu altitudinea (ca urmare a reducerii stratului de aer de deasupra).

Variatia presiunii atmosferice cu altitudinea Pentru a calcula valoarea presiunii atmosferice în functie de altitudine exista mai multe formule,

dintre care urmatoarea poate fi folosita pentru altitudini nu foarte mari (pana la 2...3 km):

unde au fost introduse valorile numerice ale constantelor de mai sus, iar pentru temperatura absoluta T s-a luat valoarea medie de 300 KDe aici rezulta, pentru o valoare obişnuita de 1000 mbar a lui P 0, ca presiunea atmosferica scade în medie cu 11...12 milibari la cresterea altitudinii cu 100 m (la altitudini mici, pana la 1000 m).In tabelul urmator sunt exemplificate valorile tipice ale presiunii atmosferice si ale temperaturii la altitudini de pana la 6000 m, impreuna ca valorile de temperatura

Un efect important al scaderii presiunii atmosferice odata cu cresterea altitudinii il constituie scaderea punctului de fierbere a apei. La o altitudine de 5000m, de exemplu, apa va fierbe la o temperatura de numai 85°C. De aceea, la altitudini de peste 1200...1500 m trebuie sa se tina seama de aceasta scadere a temperaturii de fierbere, prelungind durata de fierbere a alimentelor (de exemplu, pentru a gati un ou fiert la munte, durata trebuie prelungita in mod corespunzător).

Presiunea atmosferica, in afara variatiilor in functie de altitudine, mai prezinta şi variatii diurne si anuale. Pentru tara noastra, apar atat vara cat si iarna doua perioade de maxim si doua de minim barometric pe zi. Luand ca luna

reprezentativa pentru perioada de vara luna iulie, se remarca maximele barometrice diurne la orele 4:00 si 17:00, iar minimele la orele 9:00 si 14:00. Pentru anotimpulde iarna, in luna ianuarie, de exemplu, maximele barometrice apar la orele 5:00 si14:00, iar minimele la orele 10:00 si 22:00

Variatiile anuale ale presiunii atmosferice in tara noastra, care are un climat continental-temperat, prezinta un maxim barometric în anotimpul de iarna si un minim în anotimpul calduros. Presiunea atmosferica relativa In meteorologie se vorbeste curent despre doua tipuri de presiuni atmosferice, cea absoluta si cea relativa.

Presiunea atmosferica absoluta este valoarea determinata cu un instrument adecvat, de regula numit barometru, la locul si la data masurarii, fara vreo corectie de altitudine.

Presiunea atmosferica relativa deriva din presiunea atmosferica absoluta prin aceea ca este raportata la altitudinea nivelului marii, aplicand o corectie, conform formulei date la mai sus pentru dependenta presiunii atmosferice de inaltimea locului.

Reducerea presiunii la nivelul marii revine la rezolvarea problemei din imagine:

La o statie aflata la altitudinea cunoscuta h se masoara presiunea p2 si temperatura T2. Sa se calculeze presiunea redusa la nivelul marii p1.Se trece formula barometrica in logaritmul in baza 10, z2 - z1 devine h, se inlocuieste valoarea acceleratiei gravitationale si cea a constantei aerului uscat.

Formula devine: log p1 = log p2 + 0,01485h/Tm

Temperatura medie a coloanei de aer intre nivelul statiei se aproximeaza prin media aritmetica a temperaturii masurate T2 si a temperaturii pe care ar avea coloana de aer la nivelul marii T1.

Tm = (T2 + T1)/2

T1 se poate calcula prin aplicarea unei noi aproximatii (IV): in tropostera temperatura

variaza pe verticala cu 6,5 C / km adica 0,0065 C/m. Temperatura T1 va fi mai mare decat T2 fiind la o altitudine mai mica si va avea valoarea:T1 = T2 + 0,0065h. Astfel temperatura medie a coloanei de aer devine: Tm = (T2 + 0,0065h + T2)/2. In final Tm= 0,00325h + T2. Presiunea relativa, numita si "presiune medie la nivelul marii" sau MSLP(mean sea level pressure) este de fapt valoarea care are o semnificatie precisa pentru mersul vremii, independenta de altitudinea observatiei. In felul acesta valorile presiunii atmosferice Inregistrate în locuri diferite, aflate la altitudini diferite, devin comparabile între ele, permitand de exemplu alcatuirea hartilor izobarice sau urmarirea fluctuatiilor presiunii atmosferice intr-o zona mai intinsa.Aceasta este valoarea data totdeauna in buletinele meteorologice de la radio, televiziune sau din ziare si numai astfel notiunile de "presiune inaltă"şi "presiune scazuta" vor fi independente de amplasarea geografica.Regimul anual al presiunii atmosferice la diferite altitudini

Forta CoriolisReprezintă fortele care abat obiectele (inclusiv aerul) de la traseul lor normal datorită miscării de rotatie a Pământului în jurul axei sale. Acestea actionează numai asupra aerului în 9 miscare, nu si în conditii statice, de calm atmosferic. Ele au fost identificate de fizicianul, matematicianul si inginerul francez Gaspard Gustave de Coriolis (1792 - 1843) În emisfera nordică fortele Coriolis determină o abatere spre dreapta, iar în cea sudică spre stânga.

In cazul maselor de aer puse în miscare de gradientul baric orizontal aceste vor determina numai abaterea (devierea) vantului, respectiv directia de deplasare de la

traseul său normal, nu si viteza lui. Abaterea determinată de fortele Coriolis depinde de (Pop, 1988): - latitudinea geografică (φ) - viteza de miscare a aerului (V) - viteza unghiulară de rotatie a Pământului (ω) (ω reprezintă rotirea planului meridian in timp de 1 secundă în jurul axei de rotatie; se exprimă în radiani si are o valoare constantă la toate latitudinile, fiind egal cu 0,000073 rad/s). Aceasta înseamnă că în timp ce la Ecuator vântul nu se abate de la directia gradientului sau se abate foarte putin, la poli, vântul suferă cea mai mare abatere. Abaterile cauzate de fortele Coriolis sunt în general mici.Avand în vedere însă durata de actiune a fortei de abatere, aceste valori mici se însumează si abaterea de la gradientul baric orizontal devine apreciabilă. Vântul aflat în echilibru cu forta gradientului baric si fortele Coriolis, iar izobarele sunt paralele si bate de-a lungul acestora se numeste vânt geostrofic.

Forta de frecareÎn timpul deplasării pe orizontală vântul suportă o rezistentă opusă de toate neregularitătile suprafetei terestre care determină frânarea vitezei. Această frânare rezultă din procesul de frecare a masei de aer cu suprafata terestrăAsadar, forta de frecare reprezintă forta pe care o opune suprafata terestră (denumităsuprafată activă) asupra unei mase de aer în deplasare care are drept consecintă frânarea vitezei acesteia. Forta de frecare ce se manifesta pe timpul deplasarii pe orizontala a maselor de aer depinde de natura si de forma suprafetei terestre. Ea este reprezentată de 2 componenet: - frecarea externă – frânarea exercitată asupra masei de aer în advectie de către suprafata activă frecarea internă sau vâscozitatea reprezintă forta externă ce se transmite masei de aer în interiorul ei prin turbulentă sau prin curenti de aer ascendenti sau descendenti.

Gradientul baric orizontalGradientul baric orizontal este variatia numerica a presiunii atmosferice pe unitatea de distanta, în diretie orizontală, spre regiune unde presiunea este

mai mica.Valoarea gradientului baric indică viteza vântului, pentru ca la izobarele dese diferenta de presiune pe aceeasi unitate de suprafată este foarte mare.G = - ΔP / ΔnΔP = diferenta de presiune dintre două suprafete izobariceΔn = diferenta dintre izobare în kmSemnul minus (-) , indică sensul de deplasare spre regiunea cu presiune micăDin momentul aparitiei gradientului baric orizontal (G) aerul începe advectia sa (deplasarea orizontală).

Gradientul baric orizontal si directia vanturilor de suprafata în functie de dispunerea izobarelor

Transformările adiabatice ale aeruluiFohen

Efectul de fohn se produce atunci când, din diferite cauze, pe doi versanti ai unui munte avem diferentă de presiune (pe unul maxim si pe altul minim), aerul mai dens urcă pe munte si coboară pe partea cealaltă a acestuia. Aerul antrenat pe panta ascendentă se răceste după adiabata uscată (se răceste cu 1C/100m), până la saturatie, când, prin condensare, eliberându-se căldura latentă, se va răcidupă adiabata umedă (0,5 C/100m). Pe creastă norul se precipită sau îsi urmează calea pe orizontală, iar un fileu de aer uscat coboară cu panta. La coborâre, prin comprimare aerul se încălzeste si fiind uscat, se va încălzi după adiabata uscată (1C/100m). Vântul cald si uscat care coboară pe panta unui munte reprezintă efectul de fohn.

Formule de conversie ale umezelii

Majoritatea sunt relativ complicate unele necesita date din tabele de converie si nu pot fi efectuate cu un calculator simplu. Exista pagini web pentru conversie online, cum ar fi:http://www.cactus2000.de/uk/unit/masshum.html (Transformarea umezelii relative in punct de rou si invers nu necesita cunoasterea presiunii atmosferice. Daca este nevoie de toti parametrii disponibili se introducepresiunea masurata la nivelul statiei).Scara Beaufort care redă tăria vântului

Specificul zilelor şi nopţilor în funcţie de valorile temperaturilor extreme

Temperatura aerului in padure

In cazul padurii compacte, suprafata subiacentă activa este situata la nivelul coronamentului arborilor. Acesta retine cea mai mare parte a caldurii primita de la Soare, aici desfasurandu-se procesele radiative, absorbţia radiaţiei solare si pierderile radiativ-calorice.Cercetările au demonstrat că într-o padure inalta şi compacta de pini, la sol ajunge doar 1/100 din caldura pe care o primeste un sol descoperit, astfel ca la suprafata superioara a coronamentului se înregistreaza temperaturile cele mai ridicate, asemanatoare cuexteriorul. Deci, în mediul padurii fluxul de caldura este directionat de la coronament spre sol, spre deosebire de terenul descoperit, unde procesul este invers.In acelaşi timp, caldura cedata de sol este retinuta de coronament, impiedicand schimbul cu exteriorul.În timpul zilei, radiatia solara fiind absorbita de către coronament şi reflectata în atmosfera, ea contribuie într-o mica masura la incalzirea aerului din interiorul padurii. Noaptea se produce o intensa racire, dar tot la nivelul coronamentului, care îndeplineste şi functia de ecran, favorizand o radiatie efectiva scazuta şi reducerea racirii nocturne a solului şi a aerului. Vara, temperaturile medii diurne ale aerului sunt mai coborate in interiorul padurii, in comparatie cu un teren descoperit, ajungand până la 8°-10°C diferenta. Iarna, datorita prezentei arboretului şi subarboretului, temperatura medie a aerului este cu 0,1°-0,5°C ma iridicată decât pe terenul descoperit.Diferentele de temperatura apar, deci, între stratul de aer de deasupra padurii si cel din interior, dar si intre interiorul padurii si terenul apropiat, fara vegetatie arborescenta.Deosebirile dintre temperaturile medii lunare din interiorul padurii si cele ale regiunii de campie sunt mai mari vara si mai mici iarna. Astfel, în silvostepele Europei de Est diferenta este de 1,2°C în luna iulie. În regiunile tropicale din India, diferenta temperaturilor medii ale lunii celei mai calde ating 6,4°C, între Campia Gangelui si padurea tropicala din Assam (India). În regiunea de silvostepa est europeana, cea mai mare diferenta de temperatura intre padure şi campie nu a depasit 4,3°C (Pop, 1988). Temperatura medie anuala a aerului este foarte putin influentata de prezenta padurii, în zonele temperate diferentele fiind insesizabile, iar în cele tropicale atingand doar 2,5°C.

Amplitudinile termice pun şi ele în evidenta influenta padurii asupra regimului termic. De exemplu, în timpul verii, amplitudinea termica diurna într-o pădure de fag compacta este cu 5°C mai mica decat a aerului într-un camp deschis. Amplitudinile termice anuale au

valori reduse (1,5°C) la latitudinile mijlocii si mai mari în zona calda(de ex. 7,2°C între Câmpia Gangelui şi pădurea tropicală din provincia Assam, India).

Variaţiile verticale ale temperaturii aeruluiIn sens vertical, temperatura aerului scade cu inalţimea, formand tipul de stratificatie atmosferica normala, conform unui gradient termic mediu de 0,6°C/100 m. In unele situatii temperatura nu scade cu altitudinea, ea se menţine constanta, fenomenul numindu-se izotermie (grosimea stratului cu temperatura invariabila se numeşte strat de izotermie). In alte situatii temperatura creste cu inaltimea formand tipul de inversiune termică. Pe lângă aceste trei tipuri principale mai pot apărea multe situaţii în care temperatura are o repartiţie verticală foarte diversificată

Relieful prin configuratia lui (orientarea versantilor, formele de relief) conditioneaza aceasta variatie, probleme ce tin mai mult detopoclimatologie. In stratul microclimatic (pana la 2 m inaltime), stratificatia termica a aerului prezinta o mare variabilitate a gradientilor termici, frecventa inversiunilor termice, amplitudinile diurne scad cu inaltimea, iar momentul de producere a valorilor extreme este întârziat o data cu cresterea inaltimii.Se întâlnesc mai multe tipuri de variaţie termică:1) tipul de insolaţie sau diurn (scăderea temperaturii maiaccentuată în primii 20 de centimetrii, apoi mai lentă;2) tipul de radiaţie sau nocturn (temperatura creşte cu

înălţimea, datorită răcirii radiative a suprafeţei terestre.3) alte tipuri pot apărea sub influenţa condiţiilor meteorologicelocale.In perioadele cu amestec puternic turbulent al aerului sau In timpul ploilor nu se mai produc variatii, instalandu-se tipul de izotermie, în aceste situatii nu se efectuează masuratori microclimatice.

Tipuri de distributie verticala a temperaturii aerului 1) tipul de radiatie (nocturn); 2) tipul de insolatie (diurn); 3) tipul de izotermie în situatii de amestec turbulent; 1a şi 2a – tipuri de tranzitie Sursa: Berbecel şi colab. 1970Stabilitatea şi instabilitatea verticală a atmosferei Depind de stratifiatia termica a atmosferei in functie de care se realizeaza miscarea veriticala a aerului. Prin stabilitate meteorologica se intelege o stare a atmosferei in care nu se produc miscari verticale, iar instabilitatea se creeaza in situatia existentei unor curenti verticali convectivi. Tipurile de stratificatie intalnite in atmosfera in cazul unei mase de aer uscat sau nesaturat in vapori de apa sunt:

instabila stabila indiferenta

Stratificatia instabila Se mai numeste si de tip convectiv si se produce cand gradinetul baric termic vertical este mai mare decat gradientul adiabatic uscat (γ>γa).In situatia unui volum de aer cu o temperatura de 20 C aflat in miscare aflat in miscare adiabatica ascendenta se va raci prin destindere adiabatica, deci mai putin decat temperatura mediului inconjurator, va fi mai cald, mai putin dens si mai usor, in interiorul lui existand forte care ii transmit o miscare continua. In cazul miscarii descendente, volumul de aer coboara si, desi se incalzeste prin comprimare, el ramane mai rece decat atmosfera inconjuratoare. Masele de

aer se afla intr-un echilibru instabil, favorabil miscarilor convective ( formarea norilor, producerea precipitatiilor etc.)

Stratificatia stabila

In cazul stratificarii stabile, gradientul termic vertical are o valoare mai mica decat a gradientului adiabatic uscat (γ <γa), adica sub 1 C. Un volum de aer in miscare adiabatica se raceste sau incalzeste mai mult atmosfera invecinta, astfel ca in volumul de aer respectiv apar forte care se opun miscarii ascendente sau descendente a aerului, acesta aflandu-se intr-un echilibru stabil.Stratificatia indiferenta Aerul se afla intr-un echilibru indiferent in situatia in care gradientrul termic vertical este egal cu gradientul adiabatic uscat (γ = γa) , astfel ca volumul de aer respectiv are o temperatura egala cu cea a aerului inconjurator. Intr-un volum de aer umed saturat in vapori de apa, instabilitatea apare atunci cand gradientul termic vertical este mai mic decat gradientul adiabatic uscat, dar mai mare decat gradientul adiabatic umed (γa>γ>γb). In acesta situatie temperatura volumului de aer saturat care se deplaseaza ascendent va fi tot timpul mai mare decat a aerului inconjurator, formand o stratificatie umed-instabila, iar in miscare descendenta acest tip de stratificatie dispare odata cu dispartia starii de staturatie formand o stratificatie termica stabila. In concluzie, starea de stabilitate atmosferica se formeaza in situatia de advectie a aerului cald in inaltime, aparitia inversiunilor de temperatura si comprimarea adiabatica a aerului, aspectul vremii find frumos. Starea de instabilitate apare in situatia advectiei unei mase de aer rece in troposfera superioara in urma careia se dezvolta miscari descendeta, iar la suprafata terestra aerul mai cald determina formarea miscarilor ascendente si a turbunlentei atmosferice, vremea fiind schimbatoare.

Transformarile adiabatice ale aerului Procesele din atmosfera sunt datorate transformarii energiei radiante dintr-o forma in alta in timpul absortiei, evaporarii, condensarii sau incalzirii si racirii aerului. Energia stocata in structura moleculara a aerului atmosferic ca energie interna, determina nivelul energiei potentiale. Acest principiu fixic de conservare a energiei toatale se numeste "legea fundamentala a termodinamicii", studiata in cadrul fizicii atmosferei. Repartitia aerului pe verticala se face prin curenti convectivi ascendenti si descendenti. Aerul se ridica pana la o anumita limita ( inaltimea de convectie ), pana cand temepratura si densitatea lui devin egale cu cele ale mediului atmosferic inconjurator. Acesta conditie depinde de procesele termodinamice e au loc in aerul antrenat in miscare verticala numite procese adiabatice. Prin aceste procese, aerul isi modifica temperatura numai prin schimbari de volum sub actiunea preisunii atmosferice exterioare masei de aer. Prin miscare adiabatica ascendenta aerul se destinde, isi mareste volumul si ii scade temperatura, iar prin miscare adiabatica descendenta, aerul se comprima isi micsoreaza volumul si va avea o densitate si temperatura mai ridicate. In concluzie miscarile adiabatice determina racirea aerului prin destindere si incalzirea prin comprimare, in cadrul aceleasi mase de aer. Procesele adiabatice sunt diferite in functie de gradul de umiditate al aerului. Intr-o masa de aer uscat, racirea si incalzirea se fac coformgradientului adiabatic uscat, cu

valoarea de 1 C/ 100 m. Prin reprezentare grafica se numeste adiabata uscata. In situatia unei mase de aer umed ( saturata in vapori de apa), cand nu au loc procese de condensare, ea se va raci conform gradientului adiabatic umed, care are o valoare mai mica decat a celui uscat ( sub 1 C/ 100 m). Curba de variatie a gradeintului adiabatic umed poarta denumirea deadiabata umeda. Valoarea gradientului adiabatic umed nu este constanta, ea depinde de cantitatea de vapori de apa din aer, de temperatura si presiunea aerului. La temperatura de 0 C se apropie de 0,5-0,6 C/100 m ( valoarea gradientului termic vertical). In miscare ascendenta, racirea adiabatica a aerului nesaturata se realizeaza coform gradientului uscat pana la atingerea punctului de roua, dupa care vaporii de apa condenseaza si elibereaza caldura latenta de vaporizare, ce micsoreaza racirea coform gradientului ume. In miscare descendenta, incalzirea aerului uscat, ca si a celui umed prin comprimare adiabatica se face toteauna conform gradientului adiabatic uscat ( 1 C/ 100 m) deoarece in timpul incalzirii nu se produc condensari. In imaginea de mai jos este reprezentata variatia adibatica a temperaturii aerului, curbele intrerupte fiind adiabatele umede, cele continue sunt adiabatele uscate , iar cea ingrosate reprezinta curba starii. Punctul PC, unde se intalnesc adiabata uscata cu cea umeda se numeste punct de condensare. Aici se produce discontinuitatea in variatia temperaturii cu inaltimea.

Frontul atmosferic

Atunci cand doua mase de aer cu caracteristici fizice diferite intra in contact, zona de separatie dintre ele se va ingusta treptat si va avea variatii abrupte ale parametrilor fizici ai aerului de o parte si de alta a zonei de separatie. Aceasta este geneza unui front atmosferic.

O masa de aer trebuie sa fie mai densa decat cealalta, contactul dintre cele doua mase de aer va fi in felul urmator: Masa de aer mai densa intra sub cea mai putin densa.

Situatia in care masa densa ar fi deasupra celei rarefiate ar fi instabila, iar atmosfera ar rezolva instabilitatiile prin miscari verticale si ar aseza masa de aer mai densa dedesubt. O comparative potrivita este uleiul care se ridica la surafata apei.

O alta situatie cu surpafata frontala in plan vertical nu ar fi posibila deoarcere forta gradientului de presiune ar rezolva situatia si ar inclina suprafata frontului pentru al aseaza orizontal cu masa de aer mai densa aflata dedesubt

Inclinatia penei este data de formula lui Margules

Q=temperatura

Cu prim sunt notate marimile din masa de aer mai putin dens Vg cu indice g= viteza geostrofica paralela la front. Rezulta ca in campul frontului trebuie sa existe o forfecare orizontala a componentei geostrofice paralela cu frontal. Se foloseste ecuatia de stare pentru exprimarea densitatii :

Atunci cand masa de aer rece intra sub cea calda, inclinatia suprafetei frontale este direct proportional cu forfecarea orizontala a vantului paralel cu frontul si invers proportionala cu diferenta de temperature dintre cele doua mase de aer.

Forfecarea vantului face ca valorile vorticitatii pozitive cele mai ridicate sa fie la nord de jet si negative la sud. In acest fel panta frontului polar se ridica rapid inspre pol.

Modificarea pantei in preajma solului, se produce datorita frecarii mai mari in straturile mai joase ale atmosferei decat in troposfera medie si inalta, panta frontului rece creste si cea a frontului cald scade.

Definitia vantului termic

Din acesta formula rezulta ca trebuie sa existe o forfecare a vantului paralel la front. Aceasta carcateristica distinge, pe sondajele verticale, inversiunile nefrontale de cele frontale. Va exista si o diferenta de gradient termic vertical intre cele doua mase de aer.

Suprafata frontala sau zona frontului atmosferic este reprezentata printr-o linie. Aceasta zona de trecere de la o masa de aer la alta are o dimensiune transversala in care marimile fizice au o variatie mare dar continuua. Intersectia suprafetei frontale cu frontal se numeste front atmosferic.

Tipurile de fronturi vor fi reprezentate pe harta sinoptica in felul urmator:

Tipuri de fronturi atmosferice

Frontul cald Se formează în conditiile în care o masă de aer cald alunecă ascendent peste o masă de aer rece în retragere. Viteza cu care înaintează aerul cald este mai mare decât viteza cu care se retrage aerul rece pe care îl ajunge din urmă si peste care alunecă ascendent. Un astfel de front are, în mod ideal, un caracter de anafront. Trecerea frontului cald este prevăzută de o succesiune de fenomene meteorologice, care se desfăsoară într-o anumită ordine, până ce pana de aer rece se subtiază complet. Presiunea scade în faţa frontului, iar în urma lui rămâne staţionară sau în scădere uşoară.

Frontul receApare atunci cand o masa de aer rece patrunde sub o masa de aer cald pe care o inlocuieste prin ridicare brusca pe verticala, determinand miscari convective dinamice puternice, care duc la racirea adiabatica rapida a aerului si formarea norilor de tip Cumulonimbus, din care cad precipitatii sub forma de averse, insemnate cantitativ si insotite de oraje. Viteza de deplasare a frontului rece este mult mai mare decat a celui cald, astfel ca viteza vantului este si ea mai mare, acesta capatand aspect de vijelie. După trecerea partii abrupte a frontului, miscarea de alunecare a aerului este mai lenta, iar dispunerea sistemului noros este inversa frontului cald, plafonul norilor creste, trecand de la norii mijlocii către cei superiori. Precipitaţiile devin slabe cantitativ si cu caracter continuu

Frontul OculusRezulta din unirea unui front rece cu unul cald si se formeaza in procesul de dezvoltare a ciclonilor, atunci cand frontul rece aflat în spatele celui cald se deplaseaza mai rapid contopindu-se cu el. In astfel de situatii, aerul rece din spatele frontului se uneste cu aerul rece din fata frontului cald, iar aerul cald dintre ele se ridica. Acest proces are loc in partea centrala a unei depresiuni (ciclon), cand aerul rece din spatele frontului rece se uneste cu aerul cald din fata frontuluicald. Vremea, la trecerea unui front oclus, este mohorata, cu nebulozitate ridicata formata din nori de diferite tipuri. Baza norilor este joasa (100-200 m iarna). In

functie de temperatura aerului rece din fata si spatele frontului exista trei tipuri de fronturi ocluse: neutru, cald şi rece.Frontul oclus cu caracter neutru se formeaza atunci cand masele de aer care se intalnesc nu au contraste mari de temperatura. Toate fenomenele legate de aspectul vremii dispar treptat predominarea aerului descendent duce la risipirea norilor si la aparitia unei zone de inversiune termica.

Frontul oclus cu caracter cald : se formeaza in situatia în care masa de aer rece care se deplaseaza in spatele frontului rece este mai calda decat masa de aer rece din fata frontului cald. In acest tip de front sunt prezente trei tipuri de sisteme noroase: al fostului front cald, al frontului rece si al frontului cald inferior . Precipitatiile sunt continue, dar reduse cantitativ; primavara si toamna predominaburnitele. In general, acest tip de fronturi sunt specifice perioadei reci a anului.

Frontul oclus cu caracter rece apare, indeosebi, deasupra continentului european in perioada calda a anului. Aerul rece din fata frontului se incalzeste deasupra uscatului, temperatura lui fiind aproape identica cu a aerului cald transportat la inaltime. Pe frontul rece inferior apare un sistem noros specific frontului rece, precipitatiile continue se transforma sub forma de averse ce cad din nori Cumulonimbus, viteza vantului creste, iar directia lui se schimba. Masele de aer umed oceanic care patrund în spatele frontuluirece determina un grad ridicat de instabilitate a vremii, cu ploi şi oraje.

Frontogeneza

Un factor care favorizeaza frontogenza este miscarea adiabatica ( transferul de caldura din straturile inferioare ale atmosferei), miscarile diabatice pot actiona in

favoarea sau in defavoarea unui front atmosferic.

Functia care exemplifica procesele adiabatice a fost introdusa de Patterson in anul 1936 si exprima rata de variatie temporala dealungul traiectoriei praticule a marimii gradientului orizontal al temperaturii potentiale

Θ= parametrul conservativ al masei de aer ( temperature echipotentiala sau temperatura potential a termometrului umed, dθ/dt=0 daca masa de aer nu schimba caldura cu mediul inconjurator)

In imaginea umatoare avem izentrope paralele cu axa x si vant care nu variaza cu x si este constant dealungul frontului.

FrontolizaCampul miscarii in atmosfera duce la intensificarea zonei de gradient dintre cele doua fronturi, campul miscarii in atmosfera realizeaza slabirea zonei termice frontale dintre cele doua mase de aer iar acest preces se numeste frontoliza.

Avem trei situatii de baza in campul miscarii orizontale ce pot duce la frontogenza:

Vantul transversal pe izoterme sa bata dintre masa de aer rece catre cea calda, mai tare in masa rece decat in cea calda. Se va produce o concetratie de izoterme- lini frontale

Vantul din masa de aer opusa sa fie spre linia frontului. Vantul nu trebuie sa fie obligatoriu perpendicular pe izoterme, dar cu cat vantul este mai perpendicular pe izoterme cu atat frontogeneza este mai intensa.

Daca viteza vantului variaza si in jurul axei x atunci campul vantului realizeaza o deformare a particulei de aer, dilatare pe o axa si o contractie pe alta. Acesta este situatia de sa barometrica ( intre doi cicloni si doi anticicloni). Frontul se formeaza pe axa de dilatare in lungul careia se concetreaza izotermele. Daca izentropele nu mai sunt paralele cu axa x atunci frontogeneza cere ca unghiul dintre izentrope si axa de concentratie se fie mai mare de 45 de grade; altfel va fi o situatie de frontoliza.

Un alt element al frontogenezei este miscarea verticala relativa din cele doua mase de aer si stabilitatea statica. In cazul in care aerul cald coboara la cel rece ( catafront) tendinta este de frontogeneza, iar in cazul anafrontului de frontoliza. Acest lucru depinde de valoarea stabilitatii statice

Sursele de caldura din afara maselor de aer pot intensifica sau pot slabi frontul. Sursele de caldura constau in preluarea sau pierderea de caldura la contactul cu suprafata subiacenta, dar si datorita procesului de schimbare de faza al apei.

Conform legii termodinamicii

Functia de frontogeneza devine

Frontul de coasta este un exemplu de frontogeneza cu contributie mare a miscarii diabatice. Miscarile diabatice devin semificative in urma schimbului de caldura intre masele de aer si apa sau sol.

Diferenta de temperatura dintre cele doua mase de aer poate fi data si de gradul de nebulozitate.

Daca in masa de rece ziua este noros si in masa de aer cald este soare sau in masa de aer rece noaptea este senin si in masa de aer cald este noros atunci frontogenza este stimulata.

O situatie des intalnita este aceea ca un front rece sa ajunga dupamiaza cand solul este puternic incalzit iar acesta se va manifesta violent intensificat de aportul de caldura de la baza masei de aer prefrontal.

Pentru frontogeneza este importanta, la suprafata, miscarea orizontala, miscarea verticala este importanta in troposfera medie, iar miscarea diabatica este importanta la suprafata si in troposfera medie.Diagrame aerologice

Partea I.

Generalități. Descrierea diagramei skew-T, log-P

Diagrama aerologică descrie profilul vertical al atmosferei. Este o reprezentare grafică a stării termodinamice a unei coloane de aer cuprinsă între suprafață și înălțimea de aproximativ 25 km. Datele se obțin prin radiosondaj. Un balon umplut cu un gaz cu densitatea mai mică decât cea a aerului (hidrogen, heliu) ridică senzori de temperatură, presiune și umezeală. Datele de vânt se obțin indirect prin urmărirea traiectoriei balonului care în timpul ascensiunii este deplasat și pe orizontală de curenții de aer. Această metodă poate introduce erori de până la 10% în determinarea vitezei vântului din altitudine. Ocazional informații provin și de la avioane dotate cu aparatură meteorologică. Există și diagrame aerologice prognozate pentru intervale de până la 3 – 7 zile. Diagramele au atât rol de diagnoză, de exemplu localizarea suprafețelor frontale, cât și de prognoză pentru fenomene convective, nebulozitate, ceață.

O diagramă aerologică necompletată cu date de observație conține deja câteva elemente: izobare, izoterme și alte izolinii. În funcție de reprezentarea acestora, digramele pot fi de mai multe feluri: emagramă, diagramă Stüve, tefigramă și altele. În Europa se folosește mai mult emagrama, însă accesul liber la date din SUA face ca pe internet să fie disponibilă mai ales diagrama folosită de National Weather Service: skew-T, log-P. Învățarea utilizării unei diagrame facilitează o mai rapidă înțelegere și a celorlalte. În această primă parte se va descrie structura acestei diagrame, urmând să se revină cu explicații suplimentare detaliate în părțile următoare.

Deși modul în care se reprezintă temperatura pe diagrama skew-T, log-P este mai puțin sugestivă și poate crea confuzii dacă nu este privită cu suficientă atenție, are următoarele avantaje:

- izoliniile sunt relativ drepte

- unghiul mare dintre adiabate și izoterme ușurează efectuarea unor calcule

- pe verticală scara presiunii este logaritmică așa cum scade presiunea cu înălțimea

- suprafețele limitate de curbe închise pe diagramă sunt proporționele cu energia, iar constanta de proporționalitate (raportul dintre suprafață și energie) este aceași pe toată suprafața diagramei. Astfel se pot calcula cu ușurință valorile CAPE, CIN, DCAPE etc.

Este o diagramă pseudoadiabatică. Un volum de aer aflat într-o mișcare de ascensiune se răcește până devine saturat, apoi începe condensarea. O diagramă pseudoadiabatică presupune următoarele:

- căldura latentă de condensare eliberată este cedată aerului și este utilizată în totalitate pentru creșterea temperaturii acestuia.

- imediat ce se produce condensarea, apa rezultată este îndepărtată din volumul de aer (se presupune că apa condensată părăsește volumul de aer sub formă de precipitații).

La utilizarea diagramelor aerologice se folosește noțiunea de particulă de aer. O particulă de aer are volumul mult mai mic decât cea a atmosferei însă mai conține un număr foarte mare de molecule. Poate fi considerată o particulă de aer un volum care ar umple parțial un balon meteorologic. Dacă efectuează o mișcare ascendentă va ajunge în zone cu presiune mai mică, din această cauză volumul ei crește (particula se dilată astfel încât presiunea sa să scadă la valoarea presiunii mediului înconjurător). Din contră, o mișcare descendentă va duce particula într-un mediu cu presiune mai mare, ca urmare se va comprima. Deoarece am considerat că aerul este închis într-un balon, volumul particulei se va modifica fără să se producă o amestecare cu aerul din exterior. Peretele balonului împiedică transferul de masă între particulă și restul atmosferei. Acesta este un caz ideal. În atmosferă particulele de aer nu sunt delimitate de suprafețe materiale, nu au pereți. Aproximare poate fi totuși menținută deoarece mișcările convective se produc cu viteze relativ mari, astfel de cele mai multe ori se poate neglija transferul de masă dintre particulă și mediul înconjurător. Abateri mai importante se produc la marginile laterale ale norilor Cumulonimbus unde poate să apară un aport de aer mai uscat din afara norului în coloana de aer umed aflat în ascensiune. În asemenea cazuri este nevoie de corecții, însă în general metoda particulei de aer se utilizează cu rezultate satisfăcătoare.

Pe o diagramă necompletată sunt desenate izolinii. Izoliniile unesc punctele în care un parametru meteorologic are o valoare dată. Ele sunt trasate la anumite intervale, de exemplu izobarele din 100 în 100 hPa, izotermele din 10 în 10 ⁰C. În orice punt de pe diargamă se poate trasa o izolinie care va fi paralelă cu izolinia deja desenată, și cea mai apropiată.

Izobare

Unesc punctele cu presiuni egale. Sunt orizontale (paralele cu suprafața). Distanța dintre ele reflectă scăderea logaritmică a presiunii cu înălțimea. În straturile inferioare ale atmosferei presiunea pe verticală variază mai mult cu înălțimea decât în cele superioare, ca urmare distanța dintre izobare crește odată cu înălțimea. Axa verticală a diagramei nu este gradată în unități de înălțime (m, km). Se folosește presiunea ca și coordonată verticală. Din ecuația hidrostaticii dp/dz = -ρz rezultă că între presiune și înălțime, în orice coloană de aer, există o relație monotonă și unic determinată. Altfel spus, dacă de aleg oricare două înălțimi, presiunea va fi totdeauna mai mică la înălțimea mai mare față de cea de la înălțimea mai mică. Ca urmare axa verticală este gradată în unități de presiune.

Totuși, pe diagramele destinate publicului larg, se pot înscrie înălțimile corespunzătoare izobarelor. Este important de reținut că această corespondență dintre o valoare a presiunii și cea a înălțimii este variabilă. Într-o masă de aer cald presiunea scade cu o rată mai mică decât într-un aer rece. De exemplu, dacă radiosondajul se face într-un moment în care în troposfera joasă se găsește o masă de aer cald, înălțimea la care se va găsi izobara de 850 hPa va fi mai mare decât în prezența unui aer rece. Orientativ se pot utiliza datele referitoare la atmosfera standard, care descriu cu o aproximație bună distribuția verticală anuală medie a presiunii, temperaturii și a densității la latitudinile medii în funcție de geopotențial. La 45⁰ latitudine geopotențialul Z este egal cu înălțimea z, astfel în zona României cele două mărimi se pot considera a fi egale. Detalii despre geopotențial de găsesc pe acest site la topicul „Noțiuni de dinamica atmosferei”. Atmosfera standard presupune valoarea presiunii la nivelul mării egală cu 1013,25 hPa, gradientul vertical al temperaturii de -0,65 ⁰C / 100 m, iar tropopauza se găsește la înălțimea de 11 km.

Izoterme

Izotermele unesc puncte cu temperaturi egale. Pe diagrama skew-T, log-P ele sunt înclinate spre dreapta (nu sunt verticale!)

Adiabate uscate

Un proces adiabatic este lipsit de schimb de căldură. Cu toate că particulele de aer nu sunt mărginite de pereți izolatori, mișcările convective se produc cu o viteză suficient de mare astfel încât durata mișcării este relativ scurtă, aerul conduce slab căldura, ca urmare schimbul de căldură dintre particula de aer și restul atmosferei se poate neglija. O transformare adiabatică nu înseamnă că temperatura rămâne constantă. Așa cum se va arăta în Partea II, aerul aflat în ascensiune se va răci din cauza dilatării și se va încălzi într-o mișcare descendentă ca urmare a comrimării, dar modificarea temperaturii nu se datorează schimbului de căldură cu mediul înconjurător.

Parametrii particulei de aer care se mișcă pe verticală și este supusă unui proces adiabatic, se vor modifica în așa fel încât punctele care descriu starea sa termodinamică se vor afla pe acea adiabată uscată pe care era în momentul inițial. Condiția este ca aerul să nu atingă starea de saturație. Cu alte cuvinte, punctul care descrie starea unei particule de aer nesaturat aflată într-o mișcare verticală, fără schimb de căldură cu mediul înconjurător, se va deplasa pe adiabata uscată corespunzătoare stării inițiale.

Temperatura potențială

Dacă o particulă de aer având presiunea și temperatura inițială p respectiv T este adusă printr-un proces adiabatic uscat la presiunea de 1000 hPa, va căpăta temperatura θ numită temperatură potențială. Pentru o particulă aflată inițial la o presiune mai mică de 1000 hPa, temperatura potențială va fi mai mare decât temperatura datorită încălzirii suferite în urma comprimării la 1000 hPa. Toate particulele având starea reprezentată pe o anumită adiabată uscată vor avea aceași temperatură potențială indiferent de temperatură, deci adiabatele uscate sunt linii cu temperatură potențială constantă. Astfel ele pot fi gradate cu unități de temperatură. Temperatura potențială a aerului supus unui proces adiabatic uscat rămâne neschimbată, temperatura potențială este o mărime conservativă în procesul adiabatic uscat.

Entropia (S) este un parametru de stare care descrie gradul de dezordine moleculară,

totodată exprimă căldura neconvertibilă în lucru mecanic. Un corp care primește o cantitate elementară de căldură dQ la temperatura T își va mări entropia cu dS conform formulei: dS = dQ/T. Deoarece un proces adiabatic exclude orice transfer de căldură, dQ = 0. Ca urmare și dS = 0, entropia nu se modifică. Rezultă căadiabatele uscate sunt și linii de entropie constantă, pot fi denumite izentrope.

Pseudoadiabate saturate

Condițiile unui proces pseudoadiabatic au fost descrise deja: căldura latentă de condensare este preluată de particula de aer care se încălzește, produsul condensării părăsește imediat volumul de aer. Dacă ascensiunea aerului continuă și după atingerea stării de saturație începe condensarea vaporilor de apă.

Evaporarea apei consumă energie. Este bine cunoscut că un corp umed de pe care apa se evaporă se răcește. Energia necesară evaporării este preluată sub formă de căldură de pe corp. Pe acest principiu funcționează psihrometrul folosit pentru determinarea umezelii relative. Dacă vrem să nu scadă temperatura apei în timpul evaporării ci să rămână constantă, compensatoriu trebuie să încălzim apa. Căldură transmisă unui kg de apă pentru a menține temperatura constantă în timpul evaporării se numește căldură latentă de evaporare. Atunci când vaporii de apă revin în stare lichidă, adică se condensează, cedează căldura absorbită la evaporare. Această căldură este căldura latentă de condensare. Ea este egală numeric cu cea de evaporare, însă căldura se transferă în sens opus, de la sistem spre mediul înconjurător. În momentul începerii condensării în particula de aer aflată în ascensiune, căldura latentă eliberată va micșora rata de scădere a temperaturii provocată de destinderea aerului care ajunge în zone cu presiune din ce în ce mai mică. Viteza de scădere a temperaturii va fi mai mică decât cea corespunzătoare destinderii adiabatice uscate.

Odată cu începerea condensării punctul care descrie starea particulei pe diagramă părăsește adiabata uscată și în continuare se va deplasa pe pseudoadiabata saturată. Acestea se găsesc în dreapta adiabatelor uscate corespunzătoare, indicând astfel o răcire mai lentă a aerului din cauza aportului căldurii latente de condensare.

Pseudoadiabatele saturate din dreapta diagramei, aflate în domeniul temperaturilor mai ridicate, se abat mai mult de la cele uscate. Aerul cald poate conține o cantitate de vapori mai mare care la condensare eliberează mai multă căldură. În zona temperaturilor scăzute abaterea de la adiabatele uscate este mai mică, aerul rece fiind mai sărac în umezeală, condensarea va elibera o cantitate mai mică de căldură latentă. Odată cu creșterea înălțimii (scăderea presiunii) pseudoadiabatele tind să devină paralele cu adiabatele uscate. Condensarea începută în straturile inferioare scade treptat conținutul de vapori a aerului. Pe măsură ce conținutul de vapori și corespunzător căldura degajată tind către zero, cele două tipuri de adiabate tind să devină paralele, rata de scădere a temperaturii devine identică.

Izoliniile corespunzătoare rapotului de amestec de saturație

Moleculele din orice corp se mișcă cu o viteză proporțională cu temperatura. Fenomenul se numește agitație termică. De pe o suprafață de apă agitația termică desprinde molecule care pătrund printre moleculele de aer. Tot din cauza agitației termice o parte din moleculele de apă aflate în stare de vapori se reîntorc în faza lichidă. În funcție de viteza cu care se produc cele două procese opuse se deosebesc 3 cazuri. Când numărul moleculelor care părăsesc faza lichidă este mai mare decât numărul celor care se reîntorc se produce evaporarea apei, aerul deasupra apei este în stare nesaturată. Se transferă apă din starea lichidă în aer care se îmbogățește în umezeală. Dacă din aer pătrund mai multe molecule în lichid decât cele care trec în aer, transferul este opus, vaporii se condensează. Egalarea celor două procese opuse menține umezeala aerului constantă, există un echilibru între apa din faza lichidă și cea gazoasă. Evaporarea și condensarea se compensează reciproc. Se spune că aerul este saturat, adică în condițiile date nu mai poate prelua o cantitate suplimentară de apă. Conform legii lui Dalton presiunea totală a aerului se compune din presiunea parțială a aerului uscat și cea a vaporilor de apă. P = p + e, unde P este presiunea totală, p presiunea aerului uncat și e presiunea parțială a vaporilor de apă, denumită și tensiunea vaporilor. Notăm cu E presiunea parțială a vaporilor de apă corespunzătoare stării de saturație. Valoarea lui E depinde de: temperatură, starea de agregare a apei din care s-a produs evaporarea (lichidă sau solidă), forma suprafeței lichidului (plană sau curbată în cazul picăturilor), concentrația substanțelor dizolvate. Momentan trebuie reținut, că presiunea parțială se saturație este direct proporțională cu temperatura. Cu cât aerul este mai cald poate prelua o cantitate mai mare de vapori până atinge starea de saturație. Umezeala aerului se poate expima în mai multe feluri. Pe diagramele aerologice sunt desenate izoliniile corepunzătoare raportului de amestec de saturație la diferite temperaturi. Se definește raportul de amestec ca fiind raportul masei vaporilor și a aerului uscat care se găsesc într-un volum dat de aer umed. Se exprimă în g/kg

Se observă că valoarea raportului de amestec de saturație crește odată cu temperatura (spre dreapta).

Recapitulare: pe imaginea următoare sunt notate izoliniile de pe diagrama skew-T, log-P

Radiosonda transmite la anumite intervale de timp datele de observații care în prima fază pot fi reprezentate sub formă tabelară

Apoi informațiile se trec pe diagrama aerologică. Se poate începe cu reprezentarea profilului vertical al temparaturii și al umezelii trasând curba de stare a temperaturii respectiv a punctului de rouă (dewpoint). Se poate trece și profilul vântului în dreapta diagramei

Interpretarea profilului temperaturii necesită o atenție suplimentară în cazul diagramei skew-T, log-P deoarece izotermele sunt înclinate spre dreapta.

S-au trasat fragmente din 3 curbe de stare diferite ale temperaturii. În toate cazurile temperatura măsurată la suprafață în momentul lansării este 10 ⁰C. Deși toate sunt înclinate spre dreapta, ele corespund la 3 stratificări termice verticale diferite. Curba roșie se abate spre dreapta izotermei de 10 ⁰C, deci temperatura screște cu înălțimea, în stratul de aer respectiv este inversiune termică. A doua curbă, cea porticalie, se suprapune peste izotermă, temperatura nu se modifică cu înălțimea (izotermie). Profilul reprezentat cu albastru se abate spre stânga față de izotermă, și deși este înclinață tot spre dreapta, indică o scădere a temperaturii cu înălțimea.

Umezeala se reprezintă folosind temperatura punctului de rouă. În cazul în care umezeala relativă este sub 100% aerul poate fi răcit fără condensare imediată. Se scade temperatura la presiune constantă până ce aerul devine saturat. Acestă valoare termică se numește temperatura punctului de rouă. La această temperatură atinsă în adăpostul meteorologic pe sol de obicei apar picături de rouă. Curba temperaturii punctului de rouă se găsește la stânga celui de temperatură sau se suprapune peste aceasta. Cu cât aerul este mai uscat diferența dintre temperatura aerului (t) și cea a punctului de rouă (td) este mai mare, iar cele două curbe sunt mai îndepărtate. Suprapunerea corespunde stării de saturație cu umezeală relativă de 100%.

Pe acest exemplu la înălțimea la care presiunea este de 925 hPa, temperatura are valoarea de 7 ⁰C iar cea a punctului de rouă -8 ⁰C.

Profilul vântului poate avea următoarea formă:

Viteza vântul este o mărime vectorială, ca urmare în afară de valoare numerică trebuie indicată și direcția de deplasate a aerului. În fizică se utilizează m/s dar sunt tolerate și alte două unități: km/h și noduri (kt). Între aceste unități de măsură există relația: 1 m/s = 2 kt = 3,6 km/h. În meteorologie se utilizează următorul mod de a reprezenta direcția și viteza vântului.

Un triunghi indică 25 m/s, o barbulă 5 m/s, iar o junătate de barbulă 2,5 m/s. Direcția se exprimă numeric prin unghiul format dintre nord și direcția vântului măsuret în sensul acelor de ceasornic.

Astfel E = 90 ⁰, S = 180 ⁰, W = 270 ⁰, N = 360 ⁰.

Aplicație:

Hodograful este un alt mod de reprezentare a profulului vertical al vântului. Se poate realiza pentru toată coloana de aer. Importanță mai mare are hodograful pentru înălțimea cuprinsă între suprafață și 6 km. Împreună cu parametrii convectivi este utilă în prognoza tipului de celulă convectivă: celulă simplă, multicelulă sau supercelulă.

Modul de realizare:

Se trece de la reprezentarea dircției și vitezei vântului utilizată în meteorologie la cea vectorială pentru datele de la suprafață (SFC) până la 6 km, din km în km. Sensul vectorului indică direcția de deplasare a aerului, lungimea lui este proporțională cu viteza vântului. Se translatează vectorii în jos astfel încât să aibă originea comună în cea a vectorului corespunzător vântului de la suprafață. Se desenează cercurile corespunzătoare scării folosite pentru viteză, vectorii sunt numerotați. Numerele indică înălțimile de la care provin datele de vânt.

Se unesc vârfurile vectorilor, apoi vectorii sunt eliminați. Linia frântă care a unit aceste vârfuri este hodograful.

Modificarea vântului pe verticală se numește forfecarea verticală a vântului (wind shear) și se poate descompune în modificarea direcției și modificarea valorii vitezei.

O diagramă aerologică completă poate arăta astfel:

Suprapunerea a două curbe de stare ale temperaturii și a punctului de rouă precum și cele două profiluri de vânt rezultate din observații efectuate la momente diferite indică tendința evoluției stării verticale a atmosferei în intervalul dintre aceste radiosondaje.Diagrame aerologice

Partea I.

Generalități. Descrierea diagramei skew-T, log-P

Diagrama aerologică descrie profilul vertical al atmosferei. Este o reprezentare grafică a stării termodinamice a unei coloane de aer cuprinsă între suprafață și înălțimea de aproximativ 25 km. Datele se obțin prin radiosondaj. Un balon umplut cu un gaz cu densitatea mai mică decât cea a aerului (hidrogen, heliu) ridică senzori de temperatură, presiune și umezeală. Datele de vânt se obțin indirect prin urmărirea traiectoriei balonului care în timpul ascensiunii este deplasat și pe orizontală de curenții de aer. Această metodă poate introduce erori de până la 10% în determinarea vitezei vântului din altitudine. Ocazional informații provin și de la avioane dotate cu aparatură meteorologică. Există și diagrame aerologice prognozate pentru intervale de până la 3 – 7 zile. Diagramele au atât rol de diagnoză, de exemplu localizarea suprafețelor frontale, cât și de prognoză pentru fenomene convective, nebulozitate, ceață.

O diagramă aerologică necompletată cu date de observație conține deja câteva elemente: izobare, izoterme și alte izolinii. În funcție de reprezentarea acestora, digramele pot fi de mai multe feluri: emagramă, diagramă Stüve, tefigramă și altele. În Europa se folosește mai mult emagrama, însă accesul liber la date din SUA face ca pe internet să fie disponibilă mai ales diagrama folosită de National Weather Service: skew-T, log-P. Învățarea utilizării unei diagrame facilitează o mai rapidă înțelegere și a celorlalte. În această primă parte se va descrie structura acestei diagrame, urmând să se revină cu explicații suplimentare detaliate în părțile următoare.

Deși modul în care se reprezintă temperatura pe diagrama skew-T, log-P este mai puțin sugestivă și poate crea confuzii dacă nu este privită cu suficientă atenție, are următoarele avantaje:

- izoliniile sunt relativ drepte

- unghiul mare dintre adiabate și izoterme ușurează efectuarea unor calcule

- pe verticală scara presiunii este logaritmică așa cum scade presiunea cu înălțimea

- suprafețele limitate de curbe închise pe diagramă sunt proporționele cu energia, iar constanta de proporționalitate (raportul dintre suprafață și energie) este aceași pe toată suprafața diagramei. Astfel se pot calcula cu ușurință valorile CAPE, CIN, DCAPE etc.

Este o diagramă pseudoadiabatică. Un volum de aer aflat într-o mișcare de ascensiune se răcește până devine saturat, apoi începe condensarea. O diagramă pseudoadiabatică presupune următoarele:

- căldura latentă de condensare eliberată este cedată aerului și este utilizată în totalitate pentru creșterea temperaturii acestuia.

- imediat ce se produce condensarea, apa rezultată este îndepărtată din volumul de aer (se presupune că apa condensată părăsește volumul de aer sub formă de precipitații).

La utilizarea diagramelor aerologice se folosește noțiunea de particulă de aer. O particulă de aer are volumul mult mai mic decât cea a atmosferei însă mai conține un număr foarte mare de molecule. Poate fi considerată o particulă de aer un volum care ar umple parțial un balon meteorologic. Dacă efectuează o mișcare ascendentă va ajunge în zone cu presiune mai mică, din această cauză volumul ei crește (particula se dilată astfel încât presiunea sa să scadă la valoarea presiunii mediului înconjurător). Din contră, o mișcare descendentă va duce particula într-un mediu cu presiune mai mare, ca urmare se va comprima. Deoarece am considerat că aerul este închis într-un balon, volumul particulei se va modifica fără să se producă o amestecare cu aerul din exterior. Peretele balonului împiedică transferul de masă între particulă și restul atmosferei. Acesta este un caz ideal. În atmosferă particulele de aer nu sunt delimitate de suprafețe materiale, nu au pereți. Aproximare poate fi totuși menținută deoarece mișcările convective se produc cu viteze relativ mari, astfel de cele mai multe ori se poate neglija transferul de masă dintre particulă și mediul înconjurător. Abateri mai importante se produc la marginile laterale ale norilor Cumulonimbus unde poate să apară un aport de

aer mai uscat din afara norului în coloana de aer umed aflat în ascensiune. În asemenea cazuri este nevoie de corecții, însă în general metoda particulei de aer se utilizează cu rezultate satisfăcătoare.

Pe o diagramă necompletată sunt desenate izolinii. Izoliniile unesc punctele în care un parametru meteorologic are o valoare dată. Ele sunt trasate la anumite intervale, de exemplu izobarele din 100 în 100 hPa, izotermele din 10 în 10 ⁰C. În orice punt de pe diargamă se poate trasa o izolinie care va fi paralelă cu izolinia deja desenată, și cea mai apropiată.

Izobare

Unesc punctele cu presiuni egale. Sunt orizontale (paralele cu suprafața). Distanța dintre ele reflectă scăderea logaritmică a presiunii cu înălțimea. În straturile inferioare ale atmosferei presiunea pe verticală variază mai mult cu înălțimea decât în cele superioare, ca urmare distanța dintre izobare crește odată cu înălțimea. Axa verticală a diagramei nu este gradată în unități de înălțime (m, km). Se folosește presiunea ca și coordonată verticală. Din ecuația hidrostaticii dp/dz = -ρz rezultă că între presiune și înălțime, în orice coloană de aer, există o relație monotonă și unic determinată. Altfel spus, dacă de aleg oricare două înălțimi, presiunea va fi totdeauna mai mică la înălțimea mai mare față de cea de la înălțimea mai mică. Ca urmare axa verticală este gradată în unități de presiune.