Miscarile orizontale ale aerului
Variatia elementelor meteorologice presiunea si temperatura aerului determina miscarea continua a atmosferei terestre. Vantul reprezinta efectul deplasarii aerului atmosferic.
Studiul miscarilor aerului atmosferic are in vedere in primul rand fortele care actioneaza asupra particulelor de aer (particula sinoptica reprezentata de o masa de aer).
DEFINITIA 17.10 Masa de aer este volumul (portiunea) de aer din atmosfera in care elementele meteo nu sufera variatii importante in plan orizontal si in care vremea pastreaza in general, acelasi aspect.
Fortele care se manifesta in atmosfera terestra sunt:
- forte exterioare (de masa sau de volum);
- forte interioare (de suprafata).
Fortele exterioare sunt acele forte care actioneaza asupra fiecarui element de masa sau de volum, neluand in considerare particulele de aer invecinate. Aceste forte sunt:
- forta de atractie a Pamantului;
- fortele de inertie.
Fortele interioare se manifesta ca urmare a interactiunii masei de aer cu mediul inconjurator (de exemplu: forta de presiune, fortele de frecare etc.).
Forta de atractia a Pamantului
Pentru exemplificarea actiunii gravitatiei asupra maselor de aer in miscare se defineste acceleratia gravitationala g ca diferenta dintre componentele normale ale fortei de gravitatie F si a celei centrifuge C (fig.17.3):
(17.17)
unde:
(17.18)
(17.19)
si k este constanta gravitatiei (g-6.67x10-8 cm3g-1s-2); M - masa Pamantului; a - distanta dintre punctul P si centrul Pamantului; ω - viteza unghiulara de rotatie a Pamantului (ω= 7.29x10-5s-1); φ - latitudinea geografica; φ' - latitudinea geografica a locului; .
Fig.17.3
Valoarea lui γ fiind foarte mica si deci, se poate considera si valoarea lui R0 egala cu R raza medie a Pamantului, valoarea acceleratiei gravitationale este:
(17.20)
Valoarea acceleratiei gravitationale depinde de inaltime si latitudine (pentru la nivelul marii valoarea acesteia este g = 9,8062 m/s2). Forta centrifuga are valoarea maxima la Ecuator (C0 = 0.034 m/s2, adica 1/280 din valoarea lui F).
Forta deviatoare datorate rotatiei Pamantului
Pentru miscarea orizontala a aerului din cadrul fortele de inertie intereseaza forta deviatoare datorata rotatiei Pamantului.
Forta Coriolis sau forta geostrofica este o forta de inertie ce actioneaza asupra particulelor aflate in miscare fata de un sistem de referinta imobil legat de Pamantul aflat in rotatie in jurul axei sale.
Astfel forta deviatoare datorata rotatiei Pamantului este:
(17.21)
unde: k este forta deviatoare datorata rotatiei Pamantului; ω - viteza de rotatie; VW - viteza vantului.
Componentele fortei deviatoare pe cele trei axe ale sistemului Oxzy:
(17.22)
(17.23)
(17.24)
unde: u, v, ω si ωx, ωy, ωz sunt componentele vectorilor si pe cele trei axe de coordonate.
Observatia 17.1 Forta deviatoarea cauzata de rotatia Pamantului este orientata spre dreapta in emisfera nordica si spre stanga in emisfera sudica.
Intr-o forma uzuala valoarea fortei deviatoare cauzate de rotatia Pamantului este:
(17.25)
unde: este parametrul Coriolis.
De exemplu, valoarea fortei Coriolis este la latitudinea de 450, pentru viteza vantului de 10 m/s este k450=
Observatia 17.2 Forta Coriolis prin actiunea sa perpendiculara pe vectorul viteza al vantului schimba considerabil directia acestuia fara a-i modifica valoarea.
Forta de presiune (forta gradientului baric)
DEFINITIA 17.11 Forta gradientului baric G este forta ce actioneaza asupra unitatii de masa de aer, ca urmare a distributiei neuniforme a presiunii atmosferice.
(17.26)
unde: G este componenta orizontala a vectorului gradientului de presiune ; ρ - este densitatea aerului; este gradientul baric orizontal.
Gradientul baric orizontal se exprima in mb/grad de meridian, adica 1mb/10=0.9 10-4dyne/cm2 (10 este egal cu 111,2 km).
Fortele de frecare
Forta de frecare ce se manifesta pe timpul deplasarii pe orizontala a maselor de aer depinde de natura si de forma suprafetei terestre.
Frecarea interioara in toata masa atmosferei depinde de masa specifica a aerului fiind influentata de gradul de turbulenta al acestora si scade odata cu inaltimea.
Forta centrifuga
Aceasta forta apare ca urmare a miscarii maselor de aer la suprafata Pamantului de-a lungul unor traiectorii curbilinii.
Deoarece miscarea aerului in atmosfera reala este deosebit de complexa s-au stabilit modele simplificate ale acesteia.
a) Modelul geostrofic
Acesta este un model simplu in care se considera ca miscarea aerului se face in atmosfera libera, fara frecare exterioara, in linie dreapta si cu viteza constanta.
Ecuatia miscarii geostrofice este:
(17.27)
Fig.17.4
In fig.17.4 este prezentata schema vantului geostrofic in contextul izobarelor rectilinii si paralele. Din figura se observa egalitatea (dar de sens contrar) fortei gradientului baric cu forta Coriolis.
Viteza vantului geostrofic se calculeaza cu:
(17.28)
unde: Vg este viteza vantului geostrofic; l - parametrul Coriolis; .
Pentru valorile ρ = 0.001276 g/cm2; p = 1000 mb; t = 00 C;
2ω = 1.458 10-4 s-1 si gradientul baric orizontal in mb/grad de meridian, valoarea vitezei vantului geostrofic este:
[m/s] (17.29)
In meteorologie viteza vantului geostrofic se calculeaza cu:
(17.30)
relatie din care se observa dependenta acesteia fata de temperatura si presiunii aerului, de gradientul baric si de latitudine.
Observatia 17.3 Vantul geostrofic depinde in mod direct de densitatea aerului, pentru aceeasi latitudine si acelasi gradient baric.
Observatia 17.4 In atmosfera libera, neglijand fortele de frecare, vantul geostrofic est deosebit de apropiat de vantul real.
Regula Byes-Ballot
In emisfera nordica vantul geostrofic este paralel cu izobarele, avand la dreapta presiunea mai ridicata si invers in emisfera sudica.
b) Modelul miscarii aerului in atmosfera libera
In cadrul acestui model se considera miscarea aerului fara frecare de-a lungul unor traiectorii curbilinii sub actiunea fortei de gradient, fortei Coriolis si a fortei centrifuge C.
Se defineste astfel vantul de gradient analizat in fig.17.5 pentru depresiunea barica (D) si maximul barometric (M).
Fig.17.5
Ecuatia vantului de gradient este:
(17.31)
Concluzia 17.1 Intr-un ciclon (D) vantul de gradient sufla in sens invers acelor de ceasornic de-a lungul izobarelor circulare si are viteza mai mica decat viteza vantului geostrofic.
Regula Buys-Ballot
Intr-o depresiune barica sau talveg, pentru aceeasi latitudine si acelasi gradient baric, viteza vantului de gradient este mai mica decat viteza vantului geostrofic, sau intensitatea vantului de gradient creste proportional cu raza de curbura si atinge viteza vantului geostrofic atunci cand raza de curbura devine infinita (izobare rectilinii).
Intr-un anticiclon sau dorsala anticiclonica viteza vantului de gradient este mai mare decat a vantului geostrofic, sau viteza vantului de gradient descreste proportional cu raza de curbura si atinge viteza vantului geostrofic cand raza de curbura devine infinita.
Viteza vantului de gradient se poate determina si din urmatoarea relatie:
(17.32)
Variatia vantului cu inaltimea
In straturile inferioare ale atmosferei, 500.1000 m, viteza vantului real este mai mare decat viteza vantului geostrofic. Deasupra marilor si oceanelor viteza vantului este de cateva ori mai mare, in conditii sinoptice similare, decat viteza vantului deasupra uscatului neaccidentat.
Directia vantului la suprafata terestra este abatuta fata de directia vantului geostrofic cu 250.300, spre presiunea mai scazuta.
O data cu cresterea inaltimii acest unghi se micsoreaza, vantul real se roteste spre dreapta in sensul acelor de ceasornic, pana cand coincide cu vantul geostrofic.
Distributia vitezei vantului cu inaltimea in straturile de aer apropiate de suprafata terestra (legea logaritmica a distributiei vantului cu inaltimea) se determina cu:
(17.33)
unde: este viteza de frecare; - tensiunea turbulenta tangentiala a frecarii; z0 - nivelul solului; z - inaltimea oarecare a stratului limita; - constanta egala cu 0.38.
Concluzia 17.2 Viteza vantului creste rapid cu inaltimea pentru valori mici ale inaltimii in apropierea suprafetei terestre, iar pentru valori mai mari scaderea sa este din ce in ce mai lenta.
Vantul real, exprimare, masurare, conversie, codificare, notare conventionala
DEFINITIA 17.11 Vantul reprezinta miscarea cvasiorizontala cu caracter turbulent, orientata in sensul scaderii presiunii atmosferice.
Intensitatea sa depinde direct proportional de valoarea gradientului baric orizontal.
Exprimarea si conversia vantului
Vantul se exprima vectorial prin:
- directii azimutale (grad de precizie ±10 grade);
- prin directii cardinale / intercardinale;
- prin viteza (m/s; km/h; nd);
1 m/s = 3,6 km/h; 1 km/h = 0,278 m/s = 0,51 nd; 1 nd = 0,54 m/s = 1,852 km/h.
Practica meteo-oceanografica utilizeaza de asemenea in mod curent forta vantului, considerata pe scara Beaufort, in care sunt inscrise treptele de la 0 - 12 grade Beaufort, extinse pana la 17 grade (trepte de viteza in m/s, km/h, nd), cat si inaltimile medii si maxime ale valurilor marine.
Codificarea si notarea conventionala a vantului este urmatoarea: simbolul, ddff, reprezentand directia si viteza vantului.
dd(±10°az),
ff(± 1 m/s)
Pentru notarea conventionala (pe harti meteosinoptice) se folosesc simbolurile: reprezentand directia si viteza vantului.
Ex: 180°/2,5 m/s; 180°/5,0 m/s; 180°/25 m/s; calm.
Pe hartile climatologice, vantul se noteaza prin roze de vant.
Masurarea, inregistrarea si determinarea vantului la navele maritime in mars
Directia vantului se apreciaza la compas (directia azimutala de unde bate), viteza vantului mediata se masoara cu anemometrul sau anemograful. Vantul masurat este vant aparent, iar pentru determinarea vantului real se foloseste planseta de vant sau o constructie grafica prin compunere vectoriala.
Circulatia generala a atmosferei
Aerul atmosferic se afla intr-o continua miscare pe orizontala si pe verticala.
Cauzele miscarilor atmosferei in apropierea suprafetei terestre
sunt urmatoarele:
- miscarea de rotatie a Pamantului;
- repartizarea neuniforma a energiei radiante pe suprafata terestra;
- neomogenitatea campului de presiune la suprafata terestra;
- neomogenitatea suprafetei terestre.
Circulatia generala a atmosferei terestre este deosebit de complexa, modelul matematic al acesteia fiind in continua actualizare ca urmare a cercetarilor actuale in domeniu.
Circulatia generala a atmosferei schematizata si simplificata este prezentata sub forma unor ipoteze astfel:
a) suprafata terestra este imobila si omogena;
b) suprafata terestra este neomogena si in miscare de rotatie.
In prima ipoteza circulatie generala a atmosferei este simpla (fig.17.6) ca urmare a diferentei de temperatura dintre ecuator si polii terestri. Presiunea atmosferica creste uniform de la ecuator spre poli izobarele fiind asemenea cu
Fig.17.6 paralelele geografice.
In cea de-a doua ipoteza apare forta deviatoare a miscarii aerului (fig.17.7) astfel ca directia de miscare este deviata spre dreapta in emisfera nordica si spre stanga in cea sudica. In figura sunt prezentate directiile de deplasare a vanturilor pe zone (polara, temperata, subtropicala si ecuatoriala) in cele doua emisfere.
Fig.17.7
In realitate, circulatia generala a atmosferei terestre este mult mai complexa, existand mai multe scheme de explicare, mai apropiate de realitate a acestei dinamici, cum ar fi schema tricelulara. Astfel, circulatia generala consta in trei celule: celula alizeelor si a contraalizeelor, celula vanturilor de vest si celula polara (fig.17.8).
Fig.17.8
Regimul vanturilor pe glob
Din punct de vedere al modului de actiune si al zonelor unde actioneaza, vanturile sunt:
- vanturi de circulatie generala;
- vanturi dominante;
- vanturi locale.
Vanturile de circulatie generala sunt acele vanturi care se inlocuiesc in mod permanent si egal unele pe celelalte (fig.17.7).
Vanturile dominante apar ca urmare a existentei centrelor de joasa presiune formate in jurul zonei temperate catre ecuator si a celor de maxima presiune in zonele polare, astfel (fig.17.10 si 17.11):
- alizeele (alizeul de NE in emisfera nordica si alizeul de SE in emisfera sudica);
- musonii, se manifesta in bazinul Oceanului Indian (musonul de iarna si musonul de vara);
- cicloanele.
Musonii sunt vanturi sezoniere ce se manifesta in partea de sud a Asiei, in nordul Oceanului Indian, in Marea Arabiei si in Africa Occidentala. Formarea lor se datoreaza incalzirii diferite a uscatul si a marii, iarna au o grosime verticala de circa 2000 m si vara de 4000.5000 m.
In anotimpul cald, ca urmare a aparitiei depresiunii termice asiatice (situata deasupra peninsulei indiene) se manifesta musonul de vara care transporta aer ecuatorial foarte cald si foarte umed, puternic instabil convectiv dinspre ocean spre uscat, care la contactul cu masivul foarte inalt himalaian prezinta o puternica dezvoltare pe verticala a sistemelor noroase asociate cu precipitatii violente si abundente.
In sezonul rece ca urmare a aparitiei anticiclonului asiatico-siberin, centrat in apropierea lacului Baikal, se manifesta musonul de iarna. Aerul foarte rece si uscat intalneste masivul Himalaia, umezeala scade si mai mult, ca urmare a efectului de foen aparut la frecarea de masivul muntos si temperatura sa creste, nebulozitatea lipsind aproape total.
Circulatii musonice mai putin evidente se manifesta si pe latitudini medii pe tarmurile Marii Ohotk, Marii Negre (in zona Caucazului), Marii Caspice si ale Oceanului Inghetat de nord.
Fig.17.10 Vanturile dominante in sezonul rece
Fig.17.11 Vanturile dominante in sezonul cald
Vanturile locale se manifesta a urmare a unor cauze locale (relief sau depresiuni secundare) si poarta numele de Sirocco, Bora, Mistral, Foen, Crivat, briza.
Sirocco este un vant cald ce bate pe coastele Algeriei si Libiei, peste Mediterana ajungand chiar pana pe tarmul european.
Bora este un vant anticlonic, rece si puternic, ce bate dinspre uscat spre mare producand "montarea" rapida a acesteia. Se maifesta, de exemplu pe coastele Mediteranei si ale Marii Negre.
Mistralul este un vant de NV, ce se manifesta in golful Lyon, dinspre zona muntoasa rece franceza.
Foenul este un vant cald ce se formeaza ca urmare a existentei a maximului si minimului atmosferic de o parte si de alta a unui masiv muntos, el incalzindu-se printr-un proces adiabatic.
Crivatul este un vant rece de NE ce actioneaza dinspre Ucraina peste Marea Neagra, podisul dobrogean si zona de sud - est a Romaniei. Se manifesta in sezonul rece, insotit de ploi si ninsoare, vizibilitate redusa, cu intensitate si forta mare, resimtindu-se, uneori, chiar pana in Marea Egee.
Brizele de mare si de uscat sunt vanturi locale de dimensiuni reduse manifestandu-se ca un schimb de mase de aer intre fasia de mare din apropierea litoralului si litoralul terestru cu o adancime de 40.50 km. Inaltimea pana la care actioneaza briza este de pana la 200 m, ziua de la mare spre uscat si in timpul noptii, invers.
