Circulatia generala a atmosferei

1

Obiective: •Expunerea principiilor de baza a circulatiei generale a atmosferei•Indicarea consecintelor lor asupra evolutiei conditiilor meteorologice

Definitie:Circulatia generala reprezinta ansamblul marilor curenti atmosferici medii la scaraplanetara si fluctuatiile lor anuale. Acestea din urma sunt puse in evidenta prin mediilelongitudinale si sezoniere ale campului miscarii pe intervale de timp relativ lungi.

Curprins:9.1 Principii generale9.1.1 Contributii ale oceanului la transferurile de energie9.1.2 Contributii ale atmosferei la transferurile de energie9.2-4 Repartitia medie a temperaturii, presiunii si vantului9.5 Influente sezoniere asupra circulatiei9.6 Undele mari in curentul de vest al latitudinilor temperate9.6.1 Perturbatiile sinoptice factor de echilibru a climei9.6.2 Regimuri de vreme9.6.3 Variabilitatea atmosferei

2

Circulatia generala se caracterizeaza prin:

•Predominanta miscarilor orizontale in raport cu deplasarile peverticala,•O mare variabilitate in timp,•O circulatie in esenta zonala in afara straturilor joase,•Corelatii stranse intre campurile miscarii, presiunii si temperaturii

Aceste dependente se exprima prin:•Relatia de echilibru hidrostatic care leaga pe fiecare verticalacampul de presiune de campul de temperatura (formula Laplace):

PoZ-Zo=67,445 Tvm log

P(mgp)

3

•Relatia vantului geostrofic care, in afara vecinatatii ecuatorului, leaga campul de presiune de campul miscarii:

•Relatia vantului termic care leaga campul miscarii de campultemperaturii

Efectele combinate ale gravitatiei si a rotatiei Pamantului tind sa stabileascain intreaga atmosfera o stare conforma cu legea hidrostaticii si a geostrofismului. Aceasta implica o tendinta de stratificare orizontala pentrumarimile de stare ale aerului si existenta de procese care tind sa readucavariabilele de stare catre starea de echilibru.

Vg=1/ρf ( k Λ gradhP)

VT=G/f (k Λgrad (KTm)

4

9.1 Principii generale

Sistemul “atmosfera, continente si oceane” absoarbe mai multa radiatie solara la latitudinile joase decat la cele inalte dar elibereaza energie, sub forma de radiatie terestraintr-o maniera practic nediferentiata. Acest dezechilibru radiativ intre ecuator si regiunilepolare induce:

- in oceane, variatii de temperatura, de salinitate si prin urmare de densitate,- in atmosfera, variatii de temperatura, de densitate si de presiune.

Miscarile se stabilesc, in cautarea unei stari de echilibru distruse, fara oprire, de aporturileradiative diferentiate. Transportul catre poli a excesului de caldura cedat de Soareregiunilor ecuatoriale se imparte in parti aproape egale intre atmosfera si ocean.Transportul de caldura de catre oceane este predominant la latitudinile tropicale in timpce cel atmosferic este predominant la latitudinile medii si inalte (conform fig.9.1)

Aceste transferuri sunt:- orizontale pentru a asigura un bilant nul in suprafata;- verticale in atmosfera pentru a asigura un bilant nul in inaltime

5

Figura 9.1 Contributii la transferul meridianal de energie

6

9.1.1. Contributia oceanului la transferurile de energieOceanul are trei functii principale:

• o functie de redistribuire a apelor calde sau reci si a cantitatii de miscare prin intermediulmarilor curenti oceanici. Harta curentilor oceanici de suprafata ilustreaza rolul oceanelor in transportul de caldura de la ecuator catre poli (cf. Fig.9.2). Rolul curentiilor din adancime este de asemenea foarte important. Circulatia termohalina (adica cea care transporta caldura si sarea) esteo circulatie oceanica la scara planetara. In Oceanul Atlantic de Nord, aceasta circulatie transportala suprafata apa calda si sarata catre nord: Curentul Golfului si apoi deriva nord-atlantica care incalzesc tarmurile Europei. Pe masura ce atinge latiudini inalte aceasta apa se raceste si se sareaza prin eliberarea de sare legata de formarea gheturilor maritime; densitatea lor creste si eleplonjeaza spre oceanul profund. Apa profunda nou formata este transportata dupa aceea catre sudcu viteze de cativa cm/s si reinchide circuitul circumpolar antarctic (cf. Fig. 9.3 si 9.4);

• o functie de schimb energetic cu o reglare indusa de capacitatea sa de a retine energia si a o restitui. A sasea parte din energia incidenta care ajunge la suprafata globului serveste pentru a evapora o parte din apa oceanelor. Este necesara o oarecare cantitate de energie pentru evaporareaapei lichide. Aceasta energie este stocata sub forma de energie cinetica in moleculele de vapori de apa. Cand aceste molecule condenseaza din nou, energia cinetica este eliberata sub forma de caldura. Deci o parte din energia solara colectata de enormul rezervor oceanic este eliberatadeasupra uscatului in timpul procesului de condensare.

7

Fig. 9.2 Harta curentiilor medii. In Oceanul Indian, pe coastele Californiei si Peru curentii

se inverseaza intre vara si iarna ( Document Meteo_France, Met Mar)

8

Fig.9.3 Circulatia termohalina

9

Fig. 9.4 Circulatia maselor de apa in Atlantic, din Arctica in Antarctica. (Document Meteo-France, Met Mar)

10

•O functie de rezervor care corespunde unei stocari de energie. Oceanul contine 97% din rezervele de apa ale planetei. Aceasta explica capacitatea sa termica enorma. In plus opacitatea sa ii permite sa stocheze aceasta caldura in profunzime, indepartata de un contact direct cu atmosfera. Memorie termica a sistemului climatic, oceanul estegarant a stabilitatii climatului dar si un element al variabilitatii sale, la multiple scaride timp si spatiu. Caldura este repartizata pe o mare grosime de apa, pornind de la suprafata. Vara, tensiunea vantului la suprafata apei induce miscari turbulente care transporta apa incalzita catre adancime; acest strat de suprafata este inlocuit de apelereci venite de la niveluri inferioare si care, la randul lor sustin acelasi proces. In iarna, caldura acumulata in timpul verii in adancimea oceanica se elibereaza prin procesulinvers: in masura in care stratul de suprafata se raceste, atunci cand diminueazaradiatia solara, el se scufunda si este inlocuit de apa mai calda care se ridica de la nivelurile inferioare.

Interactiuni intre ocean si atmosfera

Oceanul si atmosfera sunt doua fluide nemiscibile de densitati foarte diferite. Celedoua medii difera, de asemenea, prin proprietatiile lor termice. Capacitatea termicamasica a oceanului este de patru ori mai importanta decat cea a aerului si inertia satermica este considerabil superioara.

11

Oceanul sufera totusi variatii termice sezoniere de mai multe grade la latitudinile medii, in timp ce aerul la contactul sau sufera variatii care, chiar daca sunt importante nu sunt de acelasi ordin. Motivul principal este dinamica lor specifica:-miscarile orizontale si verticale sunt mult mai rapide in atmosfera decat in ocean;-spectrul de variabilitate temporala a scarilor de miscare este mult mai intins in ocean undeconstantele de timp sunt de 1000 de ani la scarile mari (curentii de fund) si inferioareminutului la scarile mici (valuri).

In troposfera, scarile corespunzatoare sunt de la cateva zile la cateva minute;- scarile energetice sunt de asemenea foarte diferite. Astfel, perturbatiile sinoptice se asociaza cu scari de la 100 la 3000 km si de la cateva ore la cateva zile pe termen lung, in timp ce scarile oceanelor nu sunt decat de cateva zeci de km pentru durate de mai multezeci de zile.Oceanul si atmosfera nu interactioneaza decat printr-un strat de tranzitie de grosime foartemica. Aceasta suprafata de separatie este un obstacol pentru transferurile de orice natura, totusi la traversarea acestei suprafete se produc schimbarile care controleaza interactiuneadintre cele doua medii.Fluxurile turbulente sunt generate de ocean catre atmosfera prin intermediul proceselor de evaporatie, condensare, conductie si convectie.Un schimb de energie mecanica se produce de asemenea prin frecari care diminueazaviteza fluxului de aer din straturile joase si printr-o generare de valuri si curenti (conf. Fig.9.5).

12

Fig.9.5 Curentii marini vazuti de Topex-Poseidon.Topex-Poseidon este un satelit franco-american care are imbarcat un altimetru. Curentiimaritimi de scara mare de tip anticiclonic provoaca o supra-ridicare a nivelului marii: curentii maritimi depresionari provoaca o coborare a nivelului marii. Diferenta de inaltime intre nivelul marii cel mai ridicat datorita curentiilor (marea Filipinelor) sinivelul cel mai coborat (aproape de Anctarctica) este de abia 2 m.

13

Schimburile de materie, de energie in toate formele sale si de cantitate de miscare sunt active asupra atmosferei si a oceanului la toate scarile prezentate in cele doua medii. Printre cazurile de interactiune bine cunoscute, contrastele termice de suprafata antreneazaasupra circulatiei atmosferice:

-circulatia brizelor, fenomen de mezoscala-ciclogeneza favorizata de limitele de vest a bazinelor oceanice din emisferanordica, loc pentru importanti curenti calzi (Curentul Golfului, Kuroshivo), fenomene de scala sinoptica.

Formarea ciclonilor tropicali este de asemenea dependenta de temperatura de la suprafatamarii daca conditiile dinamice necesare aparitiei lor sunt satisfacute.ENSO pentru “El Nino” care se refera la manifestarea oceanica si Oscilatia Sudica pentru

corespondentul atmosferic apare evident ca rezultat a unui cuplaj ocean atmosfera. Alte cuplaje sunt mai dificil de pus in evidenta pentru ca se produc la scari de timp foartediferite in cele doua medii.Fenomene de variabilitate interanuala identificate recent :- Oscilatia Nord Atlantica (NAO) care se caracterizeaza printr-un dipol de anomalii de presiune de semn diferit intre sudul si nordul bazinului Atlanticului de Nord;- Unda circumpolara anctarctica se manifesta prin anomalii de presiune atmosferica la nivelulmarii, a fortei de antrenare a vantului asupra marii, a temperaturii suprafetei si a intinderiigheturilor marine. Propagarea catre est, cu o perioada de 4-5 ani si ii ia opt pana la 10 ani

pentru a face inconjurul continentului.

14

-anomaliile la scara mare a salinitatii sau temperaturii de la suprafata, din Atlanticul de Nord, care evolueaza lent pe durata a mai multi ani;-dipolul de presiune din Oceanul Indian.- rolul de izolator pe care il joaca banchiza pentru schimbul de caldura ocean

atmosfera;-emisiile oceanice de dimetil-sulfat (DMS). Acest gaz produs de fitoplancton estetransferat in atmosfera unde el condenseaza in cea mai mare masura in particule de oxidde sulf sau acid sulfuric. Aceste particule sunt o sursa principala de nuclee de condensarecare conduce la formarea norilor;- consecintele concentratiei gazelor cu efect de sera care nu pot fi puse in evidenta

datorita scarii lungi de timp.

9.1.2 Contributia atmosferei la transferurile de energieAmestecul intre regiunile excedentare si deficitare in energie este net mai eficace in atmosfera decatin oceane care limiteaza de asemenea amplitudinile termice.

•Transferurile meridianaleCurentii aerieni sunt cei care transfera concomitent energia sub forma de caldura perceptibila si o transfera de asemenea sub forma de energie cinetica. Intr-un flux orientat catre sud, transferul estenegativ si genereaza vanturi de est. Intr-un flux orientat catre nord, el este pozitiv si genereazavanturi de vest. Concomitent rotatia Pamantului limiteaza serios deplasarile de la latitudinile meridionale catrelatitudinile nordice.

15

Aceasta constrangere provine de la conservarea momentului cinetic a particulelor de aer. Aerul nu poate sufla mai repede decat anumite limite materiale (viteza de propagare a sunetului) absolut de netrecut. Vanturile extreme observate nu depasesc decat rare ori 100 m/s. O miscare a ansamblului de particule propulsate prea rapid devine completdezorganizata prin aparitia spontana a turbulentei (conf. figurii 9.6)

Acumularea de caldura in apropierea ecuatorului in Zona de Convergenta Inter Tropicala (ITCZ) si transferul sau in altitudine prin convectie si convergenta sub forma de caldura perceptibila (sensibila) si latenta, constituie o rezerva de energie de redistribuit. Aceasta rezerva, oricum limitata, serveste pentru a prezenta surplusul de calduraecuatoriala totala in raport cu momentul cinetic al particulelor prinse in miscare.

Energia potentiala a unui sistem supus gravitatiei este proportionala cu inaltimea centruluisau de gravitate in raport cu nivelul de referinta, aici suprafata terestra. Se creste energiapotentiala a unui sistem ridicand centrul sau de gravitate, ceea ce se poate face fie captandenergia cinetica a sistemului fie incetinind miscarea sa, fie furnizand energie care pleacade la o sursa exterioara. Invers, daca se coboara centrul de greutate, energia potentialadiminueaza si o cantitate corespunzatoare de energie cinetica se gaseste disponibila pentrudeplasarea aerului.

16

Figura 9.6 In stanga, schema unei circulatii ideale care transporta caldura catreinaltime si catre pol pe o planeta cu rotatie proprie neglijabila. La mijloc, efectul luariiin consideratie a rotatiei: in absenta fortei de presiune nu se intalneste axa de rotatie, legea suprafetelor se aplica unei particule de aer care trece de la o latitudine la alta. Arcele cele mai intunecate indica parcursurile observatorilor fixati, Arcul marcat cu puncte indica calea parcursa de o particula de aer plecata catre pol in acelasi timp(sursa Meteo-France: figura si legenda Joly A 1992) 17

Deasupra zonelor ecuatoriale, supus curentiilor convectivi, aerul se ridica. In timpul miscarii, particulele de aer se racesc adiabatic. Vaporii de apa pe care-i contin se condenseaza, elibereaza caldura latenta, antrenand prin acest fapt o crestere a temperaturii neadiabatice a masei de aer. Caldura astfel eliberata da nastere unui impuls puternic care se adauga celorlaltifactori de ascendenta. Scaderea presiunii care rezulta deasupra suprafetei, antreneaza sosireaunui flux de aer convergent compensator care este deosebit de umed deasupra oceanelor.

Ca efect temperaturile in troposfera superioara sunt in medie mai ridicate la ecuator decat in zonele subtropicale. Rezulta un gradient de presiune catre poli. Energia potentiala esteconvertita in energie cinetica. Forta Coriolis deviaza catre est fluxul de aer de la nivelurilesuperioare creand astfel un curent jet.

Viteza aerului in jurul polilor, acceleratia lui catre est pe masura ce se indeparteaza de ecuatornu-si poate extrage energia decat din surplusul disponibil de caldura. Conservarea energieitermice si a energiei cinetice determina un maxim de viteza posibila la fiecare latitudine. Vitezaefectiva este cea pe care o impune legea suprafetelor

18

Fig.9.7 Circulatia troposferica intertropicala

19

Fig.9.8 Celulele Hadley. Circulatia meridianala si verticala asociate, in regiunileintertropicale in vara boreala.

Celula Hadley (filozof englez), bucla amorsata de la ecuator catre poli, determina acealatitudine limita care corespunde de asemenea maximului de vant de vest sau curentul jet (conf. figurilor 9.7, 9.8 si 9.9)

20

Fig.9.9 Sectiune meridianala a curentului jet (izotahele sunt notate in noduri) (sursa: TripletJ.P. si Roche G., 1977)

21

•Transferuri zonale

O circulatie zonala, pusa in evidenta de Sir Walker, director general a observatiilor din India, se caracterizeaza, pentru o latitudine data, printr-o zona de miscari ascendente care favorizeaza formarea maselor convective si printr-o zona de miscari descendente care antreneaza disiparea sistemelor perturbate generate in amonte (cf. Fig. 9.10)

Aceste zone, surse si puturi de energie, sunt legate strict de distributia campului de temperatura la sol si de prezenta undelor ascendente la vestul continentelor. Fetele estice ale anticiclonilor maritimi tropicali dirijeaza curentii reci si sunt la originea regiunilor desertice, in timp ce pe fetele vestice curentii sunt calzi si regiunile sunt calde si umede (cf. Fig 9.11 si9.12).

La regiunile sursa ale Amazonului, Congo, Indonezia-Pacificul de Vest (in afarafenomenului El Nino) corespund intrarile celor trei jeturi subtropicale care au ca rol primarcel de transportor de energie. Ele intretin anticiclonii prin miscarile de subsidenta pe care le creaza pe flancul lor drept si favorizeaza formarea de depresiuni a regiunilor temperate prinmiscarile divergente la iesirile lor pe flancul stang.

22

Fig.9.10 Celule Walker intr-un an normal. (sursa: Flohn, 1971, citat de Dhonneur G.)

23

Fig.9.11 Deplasarea intrasezoniera a zonelor sursa

24

Fig.9.12 Iarna pe Atlanticul de Nord

25

•Transferuri verticaleIncalzirea troposferei se asigura prin convectie sub forma de caldura latenta. Intervin douaprocese:

-o advectie de caldura latenta din mijlocul alizeelor in talvegul ecuatorial-miscarile ascendente legate de perturbatii care elibereaza aceasta energie princondensarea in altitudine pentru transferurile catre regiunile polare sub forma de caldura sensibila si energie potentiala (cf. Fig.9.13).

26

Figura 9.13 document Meteo- France)

27

9. 2 Repartitia medie a temperaturilor

Campul mediu de temperatura se caracterizeaza prin orientarea cuasi-zonala a izotermelor, cu deosebire in altitudine. Valorile cele mai ridicate se situeaza logic in apropierea ecuatorului sicele mai coborate deasupra polilor. Se poate semnala o vara australa mai rece la latitudini mediisi joase decat vara boreala ( Fig.9.14 si 9.15). Se poate remarca pe figura 9.15:

-diferenta de inaltime si temperatura intre tropopauza polara si tropopauza ecuatoriala,-intreruperea tropopauzei care pierde mai mult sau mai putin din claritatea ei si se dedubleaza catre latitudinile de 30-400

-oscilatii ale campurilor de temperatura in functie de sezoane-existenta unei inversiuni in straturile joase ale regiunilor polare in iarna.

28

Fig.9.14 Campurile de temperaturala 2 m pentru modelul CEPMMT. Iarna boreala sus (lunile DIF), varaboreala jos (lunile IIA)

29

Figura 9.15 Sectiune meridianala care arata repartitia medie a temperaturilor intre 1000 si 100 hPa ( dupa Palmen si Newton)

30

9.3. Repartitia medie a presiunii

In troposfera, principala caracteristica rezida in prezenta unor presiuni ridicate la latitudiniletropico-ecuatoriale (150) in emisfera de vara si a unei vaste zone depresionare la pol. In straturile joase se constata:

-prezenta unui centru anticiclonic la poli datorat densitatiilor ridicate legate de temperaturile foarte coborate care-l guverneaza,-o axa depresionara in medie pe paralela de 600,-o axa anticiclonica catre paralela de 300,-o zona depresionara cu un gradient slab de presiune in zona ecuatorului (conf. Fig. 9.16)

9.4. Repartitia medie a vanturilorCirculatia este in esenta zonala. Totusi in jurul latitudinii de 350, vanturile la scara mare au o componenta meridianala marcanta (cf. Fig.9.17 si 9.18)Se remarca pe Fig. 9.18:

intensificarea vanturilor de vest cu altitudineaintensificarea vanturilor de vest in iarna,corelatia stransa care leaga campurile de presiune, de temperatura si de miscare,in regiunile ecuatoriale, intre 150N si 150S vanturile de est mai putin rapide,o enclava de vanturi de vest intre ecuator si paralela de 150 in medie, in emisferade vara: este musonul, -existenta vanturilor de est la latitudinile foarte inalte pefateta polara a axei depresionare a paralelei de 600.

31

Fig.9.16 Repartitia medie a presiunilor si a principalelor fluxuri la suprafata globului a modelului Centrului European de Prognoza (document Meteo-France, Met Mar)

32

In altitudine

La suprafata

Fig.9.17 Circulatia shematica a vanturilor

33

Fig.9.18 Vanturile zonale medii (in m/s) (dupa Mintz)

34

Fig.9.19 Izotahele medii

(sursa: Besse J. , Fournie A., Renaudin M., 1986)

35

9.5 Influentele sezoniereInclinarea axei de rotatie a Pamantului in raport cu planul ecliptic regleaza alternantaanotimpurilor. Se manifesta, in altitudine si la suprafata, prin decalaje latitudinale de ordinul a zece grade a centrilor de actiune in sensul miscarii aparente a soarelui. 9.5.1 Influentele sezoniere asupra circulatiei in altitudineVara: o umplere partiala a depresiunii polare si o ridicare a suprafetelor izobarice in regiunile tropicale.

Iarna: o adancire a depresiunii polare si o tasare a inaltimilor de geopotential in vecinatatea tropicelor, panta suprafetelor izobarice este net mai pronuntata. Rezulta o crestere importanta a circulatiei de vest in iarna (conf. Fig. 9.19) 9.5.2 Influentele sezoniere asupra circulatiei la suprafata

La suprafata, variatiile circulatiei sunt asemanatoare cu cele din altitudine cu particularitatea unei fragmentari a centrilor de actiune ca rezultat a influentei termice a marilor mase de uscat din emisfera nordica.Iarna Inzapezirea solului, scurtarea zilelor, slabirea insolatiei confera regiunilor nordice ale Asiei si Americii un bilant radiativ net negativ. Transformate in centri de frig, acesteregiuni sunt locul anticiclonilor termici puternici care distrug axa depresionara teoretica de la 600 N. De acelasi tip ca si anticiclonii polari, ei se datoreaza cresterii importante a densitatii aerului in straturile joase puternic racite.Se disting: anticiclonul euro-asiatic centrat aproape de lacul Baikal, remarcabil prinintensitatea sa si prin aria sa de influenta; anticiclonul din Manitoba centrat deasupranordului si centrului Canadei.

36

Vara Partile subtropicale ale marilor continente poseda un bilant radiativ foarte pozitiv. In straturile joase, densitatea aerului de asemenea incalzit scade si presiunea la suprafatadiminueaza foarte sensibil. Un lant de depresiuni continentale de origine termica se situeaza in mare pentru a inlocui centura anticiclonilor subtropicali.Se disting:- o depresiune foarte vasta centrata deasupra Pakistanului care se intinde practic asupra intregiiAsii meridionale si centrale- depresiunea sahariana,- mica depresiune mexicano-californiana.Remarca:Nu exista diferente fundamentale intre circulatiile in altitudine in cele doua emisfere. In schimb, la suprafata, ca urmare a lipsei marilor mase continentale, faramitarea centrilor de actiune este mult mai putin pronuntata in emisfera sudica.

37

IarnaVara

Fig. 9.20a Presiuniile medii la nivelul marii in emisfera boreala

38

Vara Iarna

Fig.9.20b Presiuniile medii la nivelul marii in emisfera australa

39

•Migratia sezoniera a ITCZITCZ, zona de presiune relativ joasa cuprinsa intre vastele celule anticiclonice subtropicaleeste supusa la importante deplasari sezoniere pe latitudine. Amplitudini mai putinimportante ale acestor deplasari corespund prezentei oceanului de o parte si alta a ecuatorului geografic (conf. Fig. 9.21).La sapte sau opt saptamani dupa solstitiul de vara boreal, ITCZ se gaseste, la inceputul luiaugust, in pozitia extrema catre nord si in februarie catre sud. Acest decalaj de doua luni fatade solstitii se explica prin inertia termica a oceanelor.O pozitie particulara a ICTZ:Musonul, este un fenomen general a zonelor subtropicale ale carui mecanisme in forma ceamai caracteristica sunt legate de musonul indian.

40

Fig.21 Migratiile sezoniere ale ICTZ

41

Fig.9.22 Reprezentare schematica a musonului indian (sursa: Triplet J.P. si Roche G. 1977)

Pentru musonul indian, curentii alizeelor din emisfera sudica traverseaza ecuatorul aspiratide diferentele de presiune importante legate de contrastele termice puternice intre ocean si

continentul care-l margineste.

42

Foto 1 ICTZ (imagine Meteo-France, SCEM/CMS,

Meteosat 5 si Goes 8 din 17.05.95 la 12 UTC43

In vara, depresiunea pakistaneza accentueaza ridicarea ICTZ. Masele de aer umed sifoarte cald de la suprafata abordeaza continentul. Declansarea ploilor este accentuata de efecte orografice in special de pantele sudice ale Himalaiei. Aceste precipitatii suntfoarte intense: statia Cerapungi primeste in unele veri peste 11 metri de apa in mai putinde sase luni.In iarna, din contra, anticiclonul centrat deasupra lacului Baikal accentueaza miscareade reflux al ICTZ catre oceanul Indian. Un vant foarte uscat si foarte cald sufla pesteIndia, fenomen asociat cu efectul de fohn pe care il suporta aerul atmosferic in descendenta de pe platourile inalte ale Asiei Centrale.

44

9.6 Undele mari in curentul de vest la latitudini temperateMediile longitudinale si sezoniere ale campului de miscare atmosferica mascheazacateva caractere fundamentale ale circulatiei aerului in jurul globului. La latitudini temperate, circulatia orizontala are o componenta zonala de vest puternicaprezenta continuu in marile unde. In ceea ce priveste emisfera de Nord, singurele undemari cuasi-permanente vizibile pe hartile medii din altitudine corespund la trei axe de talveguri:

-primul, peste estul continentului nord american,-cel de al doilea, deasupra estului Asiei,-cel de al treilea, ceva mai putin pronuntat, peste Europa Centrala.

Aceste trei talveguri sunt legate de relieful global.Observatiile regulate a hartilor emisferice arata prezenta, a undelor planetare (una la treiunde, uneori mai multe, in jurul emisferei) in curentul puternic de vest al latitudiinilormedii, Aceste unde Rossby-Haurwitz sunt unde orizontale transversale create de variatia cu latitudinea a efectului Coriolis (conf. Fig. 9.23).

45

Fig.9.23 Suprafata izobarica de 500 hPa, sus pe 16-02-1977, jospe 16-02-1976, la 00 UTC, (document Meteo-France)

46

9.6.1 Perturbatiile sinoptice factor de echilibru al climatuluiAlte unde, mai reduse caracteristice scalei sinoptice (lungimi de unda de cateva mii de kilometri) si sub-sinoptice, se suprapun acestor unde planetare.Aceste perturbatii materializeaza formele de schimburi termice, orizontale intre poli siecuator, verticale intre altitudinile inalte si joase in limitele celulei Hadley sau a rotatieiPamantului putand sa antreneze aerul cu viteze mai mari.Prin intermediul acestor perturbatii se efectueaza in esenta conversia energiei potentiale(utilizabile, disponibile) in energie cinetica.

•Instabilitatea atmosferica la scara sinopticaPerturbatiile sinoptice prezinta doua fenomene de instabilitate induse prin diferentele de viteze din interiorul aceleasi mase de aer.Se disting:

instabilitatea barotropa, legata de de forfecarea orizontala a vantului in stareainitiala,instabilitatea baroclina, mult mai importanta si frecventa, asociata cu forfecarea vantului pe verticala sau a gradientului orizontal al temperaturiidin starea initiala (prin relatia vantului termic).

Dezvoltarea perturbatiilor latitudinilor medii prezinta mai mult mecanismul de instabilitate baroclina decat cel de instabilitate barotropa.

47

9.6.2 Regimurile de vremeCirculatia in altitudine evolueaza constant intre regimuri de vreme (configuratiipersistente de curgere atmosferica la scara mare cu lungimi de unda de 4000-10000 km) care se succed foarte neregulat. Unele din aceste regimuri prezinta unde de amplitudineslaba si se caracterizeaza la latitudinile noastre printr-un curent de vest relativ rapid asociat cu vreme blanda si umeda.Alte regimuri prezinta unde de mare amplitudine cecomporta numeroase ramuri meridianale. Acestea sunt animate de o miscare de translatiezonala slaba sau uneori aproape nula. Vremea observata se caracterizeaza, la latitudinilenoastre prin vanturi cu componente meridianale puternice, generatoare de importantevariatii termice datorita apartenentei la mase de aer de origini si de temperaturi foartediferite.

Vautard (1990) cu mijloacele a diferite metode statistice, a pus in evidenta patruregimuri de vreme deasupra Atlanticului de Nord, numite respectiv: regim zonal, regimde blocaj, regim anticiclonic groelandez si regim de dorsala atlantica.

Regimul zonal corespunde unei patrunderi a curentului jet de scala mare panadeasupra Europei de Nord. Se constata un puternic flux de vest care afectezaansamblul de mase de aer din jurul a 500 N (conf. Fig.9.24)

48

Fig.9.24 Regimul zonal*

Fig.9.25 Regimul de blocaj*

* Suprafata izobarica de la 300 hPa:liniile subtiri - izohipsesageata rosie - jetul

49

Regimul de blocaj izoleaza jetul peste vestul Atlanticului. O zona de vanturi de est, caztipic pentru situatiile de blocaj, este vizibil deasupra Frantei in timp ce o zona de presiuniinalte se afla centrata deasupra arhipelagului britanic, impiedicand pe de-a intregulschimbul de mase de aer intre Atlantic si estul Europei. In schimb, drept consecinta, jetulnord african este intensificat (conf. Fig.9.25)

Regimul anticiclonic groelandez indeparteaza catre sud jetul atlantic care se afla in situatia de continuitate cu jetul nord-african in timp ce o zona de vanturi de est se stabileste peste sudul Groenlandei. (conf. Fig. 9.26)

Regimul de dorsala atlantica supravietuieste in esenta pana la o jumatate de sezon. Tot odata, dorsala se stabileste in general mai putin vizibil in miezul unui flux zonal foarteslab (conf. Fig 9.27)

Deasupra Oceanului Pacific pot fi reperate regimuri de vreme aproape identice.

50

Fig. 9.26 Regimul anticiclonuluigroelandez*

Fig.9.27 Regimul dorsalei atlantice*

51

9.6.3 Variabilitatea atmosferei9.6.3.1 Variabilitatea lenta: regimuri de vreme

Regimurile de vreme apar ca structuri persistente, persistenta lor putand fi estimata intrezece zile si cateva saptamani, chiar si cateva luni si prezinta in toate cazurile o foarte mare variabilitate interanuala. Se considera, in mod obisnuit, ca aceste structuri reprezintavariabilitatea lenta a atmosferei si sunt factori esentiali ai schimbarilor de vreme.

9.6.3.2 Variabilitatea rapida: ‘patura perturbata’Localizarea perturbatiilor la scara sinoptica, reprezentata de fenomene cuprinse intre

perioade de 2 la 6 zile, depinde mult de pozitia curentului jet la scara mare.

Cu titlu de exemplu, in regimul zonal, Irlanda, Scotia si in mai mica masura Europa de nordsunt situate in calea depresiunilor. Cand fluxul zonal se afla aruncat la sud (cazul regimuluianticiclonic groelandez), sudul Europei (din Portugalia in Mediterana de vest) este in legatura cu activitatea sinoptica in discutie.In anotimpul de iarna, in stratul perturbat, depresiunile se succed rapid si intretin vanturiviolente si neintrerupte. Aceasta suita de furtuni neintrerupte dau nastere la o stare a mariiexceptionala.

In ianuarie 1993, depresiuni foarte adanci, avand valori la centru adesea sub 960 hPa, au circulat la latitudini inalte: intre 550N si 650N pana catre 700N. Vanturile au depasit 180 km/ora (100 noduri) in rafale deasupra intregii Europe de Nord, mai ales intre Islanda si M. Britanie.

52

In mijlocul acestor furtuni, cea din 10 si 11 ianuarie 1993 a fost iesita din comun: presiuneala centru a ramas inferioara la 930 hPa timp de peste 36 h. In 10 ianuarie o baliza in derivaa inregistrat 926,5 hPa la circa 70 mile de centrul depresionar. Aceasta a fost masuratoareacea mai coborata din aceasta secventa.Tinand seama de vantul (sud-est cu 40 noduri) masurat cu acea baliza, presiunea la centrus-a estimat la 916-917 hPa.

9.6.3.3 Variabilitatea si predictibilitateaAceste regimuri de vreme si tranzitiile lor peste Atlantic, sunt previzibile pana la sapte zileprin utilizarea prognozei ansamblului. Principiul sistemului de prevedere a ansambluluiconsta in realizarea unui mare numar de simulari cu acelasi model, modificand stareainitiala foarte usor, cu un asemenea tip de amplitudini ale ‘perturbatiilor’ incat distanta saramana intodeauna inferioara celei a erorilor din starea initiala, dar astfel ca impactulasupra evolutiei atmosferice sa fie maximal. Diferentele care apar la examinarea diferitelorevolutii propuse furnizeaza, prin urmare, o expresie a incertitudinii prevederii. Media ansamblului de simulari pune de asemenea in evidenta caracteristicile comune tuturorprevederilor dintre care, in final, are cele mai mari sanse de realizare. De fapt, se constituieun ansamblu de traiectorii posibile ale prevederii. Aceste traiectorii sunt in general organizate in jurul unei medii reprezentative: ‘tubul’ de prevederi.Variabilitatea rapida nu este previzibila in detalii. Cele mai multe elemente meteorologiceconsiderate sunt de scala mica (care corespund la un numar mai mare de unde) siprevederea lor este mai putin buna. Nu se poate afirma unde vor fi depresiunile si care va fiintensitatea lor dupa doua sau trei zile (uneori mai putin)

53

Nota:Oscilatia Nord Atlantica (NAO): element major al variabilitatii climatice.Oscilatia Nord Atlantica se caracterizeaza printr-un dipol de anomalii de presiune de semn opus intre sudul si nordul bazinului Atlanticului de Nord. Ea se cuantifica de obicei prin diferenta de presiune in iarna intre Lisabona (Portugalia) si Raykjavik(Islanda).Faza pozitiva a NAO reflecta o presiune relativ ridicata la Lisabona si relativ scazutain Islanda. Ea se traduce printr-o intensificare a componentei vestice a vanturilordeasupra estului Statelor Unite, a Atlanticului de Nord central si a Europei. Fazanegativa semnifica ca depresiunea Islandeza nu este atat de adanca si ca anticlonulAzoric este slab. Ea se traduce printr-un flux de vest mai putin rapid pe Atlantic siEuropa si o rarire a furtunilor.Perturbatiile climatului generate de NAO se intind din America de Nord pana in Siberia centrala si din Africa de vest la Oceanul Arctic. Anii 1976-2000 au fost, cu exceptia notabila a lui 1996, intr-o faza pozitiva a NAO.

54