FENOMENE LOCALE

Fenomenele locale reprezinta scari spatiale si temporale net mai putin importante decat cele privind fenomenele sinoptice (ca de exemplu o perturbatie atmosferica). In general, aceste fenomene de scara mica (pe care le grupam cateodata folosind cuvantul microclimat) prezinta o importanta deloc de neglijat, mai ales atunci cand ele se situeaza in exteriorul sau in marginea curentilor perturbati. Urmatorul principiu poate fi aplicat fara o eroare mare: - situatia curentului perturbat: evolutia conditiilor meteorologice intr-un loc depinde strans de cele ale perturbatiile; - situatia in lipsa curentului perturbat: evolutia conditiilor meteorologice intr-un loc este determinata de caracteristicile fizice si termice ale mediului din imediata vecinatate a locului respectiv. Deci, pentru a intelege bine microclimatul unui loc, trebuie sa cunoastem perfect topografia imprejurimilor, reactiile sale termice in scopul de a determina existenta si localizarea eventualelor surse calde care vor alimenta cu caldura straturile inferioare ale atmosferei (este ceea ce in general se intampla cu zonele urbanizate) si / sau a surselor reci care, din contra, absorb caldura fara a o restitui atmosferei, ceea ce va conduce la racirea ei (in cazul suprafetelor de apa, padurilor, solurile de culoare inchisa). Deasupra surselor calde, curentii ascendenti iau nastere atunci cand sursele reci genereaza curenti descendenti. Importanta acestor curenti depinde puternic de caracteristicile termice ale locului (asezarii). Combinand teoria cu rezultatele experimentelor este posibil sa tragem liniile actiunii reliefului terestru asupra curgerii aerului si sa dam o sulutie problemei, cel putin calitativa.

1. Actiunea reliefului terestru asupra curgerii aerului

Perturbatiile impuse de relief se pot duce la trei efecte principale: - modificari in campul temperaturii; - abaterea dinamica; - frecarea turbulenta.

1.1 Modificarile campului de temperatura

Incalzirea diferentiata a suprafetelor introduce perturbatii in campul de temperatura care conduc la modificarea repartitiei presiunii, care, la randul sau, aduce modificari campului de miscare.

1

1.1.1 Briza de coasta Briza isi are originea in contrastul termic dintre doua suprafete, mai ales in apropierea coastelor sau a marilor lacuri. Acest fenomen local nu se declanseaza decat atunci cand sunt intalnite niste conditii. Conditiile necesare formarii brizei pure a) Ecart de temperatura mai mic de 1 C intre temperaturile aerului deasupra celor doua medii. b) Nebulozitate slaba favorizand diferentierea termica (incalzirea aerului prin conductia si convectia de zi pe pamant si cea de noapte deasupra suprafetei marine; racirea aerului deasupra solului, in timpul noptii, prin radiatie). c) Vant slab la scara sinoptica, orientat de preferinta catre mediul cel mai rece. d) Instabilitate termica verticala deasupra mediului celui mai cald si o stabilitate verticala deasupra mediului celui mai rece. e) Un strat de aer stabil ce se inalta deasupra stratului stabil din straturile joase. f) Vantul de altitudine (peste 1000 m) sufland catre mediul cel mai rece pentru a permite contracurentului de panta sa se stabilizeze. Mecanismul brizelor In cursul zilei, solul se incalzeste, sub actiunea razelor solare, mai repede decat apa marii. Mai intai prin conductie apoi prin convectie, el transmite o mare parte din caldura inmagazinata straturilor inferioare ale atmosferei. Presiunea in acest aer incalzit scade cu cresterea altitudinii mai incet deasupra solului decat deasupra marii. Suprafetele izobare se inclina catre largul marii si in altitudine se formeaza un curent de panta, dinspre coasta catre larg. In acelasi timp, aproape de sol, un aflux orizontal de aer maritim vine sa compenseze ascendenta aerului de deasupara solului. Aceasta este briza marina. O discontinuitate foarte neta acompaniaza acest aflux: frontul de briza (limita dintre aerul maritim umed si aerul uscat) (figura 1).

Fig.12

Foto 1 Pe vant slab, primavara si vara, briza marina sufla in timpul zilei catre continent. Ea este caracterizata prin absenta norilor deasupra unei bande inguste de coasta, marginea norilor convectivi continentali materializaeaza penetrarea sa. In cursul noptii, fenomenul se petrece invers. Din cauza radiatiei nocturne, accentuata prin prezenta unui cer liber, solul se raceste mai repede decat marea, care, datorita inertiei termice, ramane calduta. Pe mare iau nastere curenti ascendenti si un curent de compensare dinspre sol se stabileste. Aceasta este briza continentala (figura 2).

Fig.23

Parametri care influenteaza briza Vantul la scara sinoptica pentru ca briza sa se poate declansa, vantul la scara sinoptica trebuie sa fie slab. Putem lega probabilitatea de declansare a brizei cu vantul la scara sinoptica. Daca vantul atinge forta 5 sau mai mare briza nu se poate forma; in cazul vantului de forta 4, briza va fi tardiva si slaba. Pentru un vant de forta de la 2 la 3, briza marina se va declansa inaintea pranzului. In sfarsit, pentru un vant slab sau calm, ea va aparea intotdeauna mult inainte de pranz si se va intensifica atunci cand se va initia convectia la sol. Nota: briza se poate ajuta de vantul sinoptic pentru a-si mari intensitatea. Diferentele termice intre mare si pamant forta brizei depinde puternic de gradientul termic. Diferenta trebuie sa fie mai mica de 1 C la initiere, dar evolutia termica diurna nu permite prevederea intensitatii brizei. Nebulozitatea soarele trebuie sa poata incalzi solul. Daca nebulozitatea este redusa, razele solare sunt adesea suficiente. Nebulozitatea trebuie deci sa fie slaba, in scopul de a favoriza schimburile termice in interiorul staturilor joase ale atmosferei (incalzirea diurna si racirea nocturna). Totusi, norii de tip cumulus, in conditiile in care acestia nu sunt bine dezvoltati, nu deranjeaza prin prezenta lor declansarea brizei. Ei pot chiar favoriza, pe sol, in timpul dupa-amiezii, curentii ascendenti intensificand astfel briza marina. Stabilitatea straturilor de la baza atmosferei aceasta este mai dificil de determinat local, dar importanta sa este capitala. Curentii ascendenti nu se vor dezvolta decat daca straturile de la baza prezinta o instabilitate sigura (sau anumita) permitand particulelor de aer cald sa se ridice pe verticala. Este mecanismul fundamental care va crea curentii orizontali de compensare ai brizei. In aerul stabil, briza nu exista, chiar cu diferente termice ocean-uscat in jurul valorii de 10 C. Prezenta norilor cumulus materializeaza vizual instabilitatea termica si conduce la a avea o ideea despre extensia sa verticala si despre estimarea grosimii norului. Pentru varfurile de nor cuprinse intre 1000 si 1500 de metri in altitudine, aceasta extindere este moderata. In sfarsit, pentru varfuri ale norilor cuprinse intre inaltimile de 500 si 1000 de metri, importanta brizei va fi slaba. Topografia si geologia asezarii topografia influenteaza intensitatea si directia fenomenului. Putem spune ca, in general, relieful accentueaza briza mai ales daca instabilitatea straturilor de la baza atmosferei este insemnata. Briza pare sa fie aspirata cu forta in vai sau in zonele unde apare o puternica incalzire (aerodroame situate aproape de tarm). Din contra, daca aerul este slab instabil, tot relieful, chiar putin important, costituie o bariera de netrecut pentru briza. Nota: apele reci scaldand litoralul favorizeaza initierea brizei marine. Prevederea brizei Fenomenul brizei este important cand prezinta consecintele sale: transport de poluare, advectia bancurilor de ceata (briza favorizeaza formarea cetii de evaporare in vecinatatea coastelor facand cateodata dificile aterizarile pe aerodromurile situate langa coasta). Este deci interesant sa putem prevede evolutia vectorului briza. Exita doua metode care permit sa raspundem la acest obiectiv. Apropierea statistica pentru un loc dat si in conditiile in care dispune de un numar mare de inregistratoare de vant (viteza si directie) ca si de observatii meteorologice complete, putem trage un grafic care ne permite sa avem o idee, pentru o luna data, despre orele aproximative la care se produce schimbarea directiei vantului (briza marina/briza continentala).4

Fig.3 Figura 3 da o idee despre un asmenea grafic, aici facut pentru aerodromul MarseilleMarignane. Pentru luna august, schimbarea briza continentala /briza marina se produce in general intre orele 06:30 si 08:30 UTC. Briza marina sufla apoi intre 08:30 si 19:30 UTC. Schimbarea briza marina/briza continentala se produce intre 19:30 si 23:30 UTC. Briza continentala sufla intre orele 23:30 si 06:30 UTC. Aceasta apropiere statistica, care nu contribuie la a vorbi la propriu despre o prevedere, permite totusi sa avem o buna idee despre fenomen atunci cand acesta exista. Poligoanele de briza (brizei) bazat pe un studiu statistic de inregistrare a vantului pentru un loc dat, poligonul brizei permite sa avem o idee despre evolutia vectorului vant. Aceasta metoda a poligoanelor, care a fost pusa la punct de meteorologul Angot studiind inregistrarile de vant pentru Turnul Eiffel, a fost adaptata pentru cazul brizei marine de Mayenon si Thibaut, ingineri la Mto-France si apoi perfectionata in vederea aplicarii la toate parcursurile de pe coaste ale competitiilor de recreere de catre aun alt inginer al Mto-France, D. Wisdorrf. Tratarea initiala tratarea initiala este una statistica a ansamblului de observatii meteorologice continute in cartoteca unei statii. Urmatorii parametri sunt luati in considerare: - presiunea atmosferica 1015 hPa - precipitatiile: fara - nebulozitatea medie a zilei 7/8 - lipsa norilor stratus la ora 15:00 UTC - vantul sinoptic mediu al zilei 8 m/s Tratarea statistica a brizei cuprinde: - patru clase ale intensitatii vantului, a: briza cu nebulozitate slaba (< 4/8) si vant sinoptic slab ( 4 m/s); b: briza cu nebulozitate mare (> 4/8) si vant sinoptic slab ( 4m/s); c: briza cu nebulozitate slaba (< 4/8) si vant sinoptic moderat (4 < V < 8 m/s); d: briza cu nebulozitate mare (> 4/8) si vant sinoptic moderat (4 < V < 8 m/s);5

- opt clase de directie a vantului, N, NE, E, SE, S, SV, V, NV. Contabilizarea unui caz particular (rezultanta vectoriala a zilei mai mica de 2 m/s) este facuta singular. Poligonul brizei se prezinta atunci, pentru un loc dat, sub forma data in figura 4.

Fig.4 Nota: terminologia engleza este din ce in ce mai utilizata. - Veering: rotatia vectorului vant in sens orar. - Backing: rotatia vectorului vant in sens antiorar. Conventie pentru citirea poligoanelor - vanturile se citesc in raport cu o origine comuna simbolizata printr-o cruce - vantul la o ora data se citeste plecand de la o cifra reprezentand ora locala in origine, ea este indicata prin linie punctata - viteza vantului este proportionala cu lungimea segmentului de dreapta punctata - directia vantului, reprezentata prin orientarea segmentelor de dreapta punctate, urmeaza conventia geografica obisnuita (nordul in susul paginii) - poligonul corespunde cazului unde influenta sinoptica poate fi neglijata (cazul brizei pure).

6

Utilizare Utilizarea directa (exemplu de Penmarch): A) Determinarea orelor de veering si de backing: - de la 00 la 06 UTC (deci de la 0 la 2 pe grafic) observam veering-ul; de la 06 la 12 UTC (de la 3 la 4) observam backing-ul; de la 12 la 00 UTC (de la 4 la 0), din nou un veering. B) Determinarea orelor de intensificare si de slabire a intensitatii brizei: - aceste ore sunt determinate examind modulul fiecarui vector vant; pe schema viteza maxima este de 5.2 m/s la ora 18 UTC. C) Ordinea marimii basculelor de vant: - pe grafic, un backing de aproximativ 120 de grade a fost atins intre orele 06 si 12 UTC. Utilizarea indirecta (figura 5):

Fig.5

7

A) Determinarea vantului sinoptic prevazut: La 12 UTC, vantul sinoptic sufla cu 3 m/s din NE. Pentru a-l detrmina, ducem, plecand din punctul 4 (12 UTC), vectorul vant sinoptic inregistrat. Obtinem atunci punctul C care devine noua origine. Pentru a ne face o idee despre viteza si directia prevazute ale vantului, de exemplu la orele 15 si 18 UTC, este suficient sa unim punctul C cu orele indicate in poligonil brizei. B) Determinarea basculelor: De exemplu, intre 12 si 15 UTC, este valoarea unghiului dintre cei doi doi vectori vant sinoptic corespunzatori. In exemplu, exista un backing de aproximativ 40 de grade.

Frontul de briza Frontul de briza este o zona de convergenta care se formeaza in general pe mare in cursul diminetii atunci cand briza continentala devine foarte slaba. Aceasta zona se deplaseaza, impinsa de briza marina care se stabileste. Ea marcheaza discontinuitatea dintre doua brize. Se formeaza, chiar inaintea frontului de briza, o zona mica de vant calm care se poate intinde pana la 100 de metri. Deplasarea frontului de briza nu este regulata, iar viteza de deplasare este in general inferioara vitezei de deplasare a brizei marine. Cand aceasta din urma este slaba, zona de vant calm poate atinge latimea de cateva sute de metri, iar in cazurile extreme chiar cativa kilometri. In ultimul caz, vantul ramane adesea slab intr-o parte si in cealalta a zonei de calm (figura 6).

Fig.6

Evolutia diurna a brizei marine In cursul zilei, are tendinta de a se roti spre dreapta. Aceasta rotatie este mai mare sau mai mica in mod regulat. Atunci cand briza se stabileste, directia sa este aproape perpendiculara pe tarm. Apoi, treptat si pe masura ce briza se intensifica, apare efectul fortei Coriolis si incepe o rotatie a directiei care urmeaza miscarea aparenta a soarelui.8

Viteza brizei este variabila de la un loc la altul si ea este functie directa de insolatie. In medie, brizele marine au viteza cuprinse intre 1 si 4 pe scara Beaufort, dar atunci cand contrastele termice devin importante si conditiile favorabile, viteza poate atinge dupa-amiaza valori intre 5 si 6. Briza continentala este in general mai slaba. Nota: intensificari puternice ale brizei se observa frecvent pe litoralul nordic al coastelor ciliene, acolo unde un relief desertic taiat de vai profunde face fata apelor reci ale curentului Humboldt. Aproape de linia coastei, intensitatea brizei, foarte bine stabilita, fluctueaza in permanenta cu o succesiune intre intensificare si slabire, ceea ce face dificila prevederea sa in detaliu si, in general, pot fi precizate doar directia si viteza cele mai probabile. Regimul de briza exista si in zonele unde se gasesc lacuri, dar evolutia sa diurna, spre deosebire de cazul brizei marine, este mai putin marcanta. Trebuie sa notam ca efectele directe ale vailor sunt preponderente, atat ca orientare cat si ca viteza. Briza marina si briza continentala pe o insula Fenomenul brizei marine (sau de panta) creeaza o zona dse convergenta pe insula. Convergenta si convectia duc la crearea unei depresiuni (termice) realtive. Acest lucru duce la intretinerea unei circulatii ciclonice in jurul insulei. Briza continentala din contra, genereaza o zona de subsidenta care, asociata cu racirea nocturna a insulei, antreneaza crearea unei circulatii anticiclonice (si ocelula termodinamica anticiclonica). Aceste tipuri de circulatii se combina cu cu circulatia sinoptica slaba. Figura 7

Fig.79

1.1.2 Briza de panta si briza montana

Factorul care duce la declansarea celor doua tipuri de briza este, in mod esential, diferenta de temperatura dintre solul inclinat si aerul liber la acelasi nivel. Sub influent arazelor solare, in timpul zilei solul devine mai cald decat aerul. Aerul care se afla in contact direct cu solul tinde sa urce urmarind relieful, se numeste briza montana. Prin radiatie, solul inclinat pierde caldura in timpul noptii si, prin conductie, raceste puternic aerul cu care se gaseste in contact. Acest aer devenit mai dens decat aerul liber, se scurge in josul pantei; aceasta este briza descendenta. Briza montana se stabileste cu o ora sau doua dupa rasaritul soarelui, trece printr-un maxim atunci cand racirea diurna este cea mai puternica si inceteaza putin dupa apusul soarelui. Prezinta adesea doua maxime: unul in ultimele ore ale diminetii si unul pe la mijlocul dupa-amiezii. Briza descendenta se declanseaza la o jumatate de ora dupa apusul soarelui si sufla intr-un mod mai mult sau mai putin neregulat toata noaptea. Viteza si grosimea brizelor de panta sau de munte variaza in functie de orizontul pedologic si de forma sau de modul de expunere al reliefului. De asemenea, in regiunile de munte, briza sufla mai puternic pe versantul expus la soare de cat pe cel orientat spre nord. Ordinul de marime al vitezei este de 6-8 noduri si grosimea stratului ce intereseaza fenomenul este de 100-200 de metri. Figura 8, Figura 9

Fig.810

Fig.9

1.1.3 Briza de vale

Acest tip de briza nu se gaseste doar in lungul pantei transversale dar si pe axa longitudinala a vaii. Briza de vale se datoreste variatiei inegale a temperaturii diurne a aerului din vale si cel de deasupra. In timpul zilei aerul urca din nou din vale: aceasta este briza ascendenta de vale sau de aval. Noaptea, aerul coboara in vale: aceasta este briza descendenta de vale sau de amonte. Directia brizei de vale este aceea ce urmareste axa generala a vaii. Viteza poate atinge 10 noduri. Frecarea aerului in straturile inferioare provoaca un maxim al vitezei la o altitudine cuprinsa in general intre 500 si 1000 m. Grosimea stratului de aer care ne intereseaza pentru efectul de briza depinde esential de adancimea si de forma vaii. Orientarea vaii nu pare sa joace un rol apreciabil, cel putin pentru cele mai mari. Briza de amonte se stabileste la 2-4 ore dupa apusul soarelui si inceteaza dupa 2-4 ore de la rasaritul soarelui. Inversia briza de amonte briza de aval se produce rapid, intr-un interval de timp de o ora sau chiar mai putin; este cu atat mai rapida cu cat valea este mai ingusta. Interactiunea dintre briza de panta si cea de vale Comportamentul brizelor de panta si de vale nu este independent. Interactiunea dintre aceste doua sisteme provoaca pe fiecare parte a vaii o rotatie de 360 a vantului in timpul zilei. In mijlocul diminetii, briza de panta ascendenta (1) bine stabilita provoaca un vant ascendent perpendicular pe vale; este momentul in care briza de vale este aproape nula. Cand se stabileste briza de aval, vantul la sol tinde sa se orienteze catre varful vaii (2). La apusul soarelui, briza de panta inceteaza si directia vantului este aceeasi cu cea a brizei de11

aval. Apoi, briza de vale descendenta (3), se stabileste pana in momentul cand se inverseaza briza de vale: vantul este atunci perpendicular pe talveg si este descendent. Daca sensul de circulatie al brizelor este cel general, exista un caz particular acela al vaii glaciare. In imediata vecinatatea a ghetarului se observa un curent descendent, chiar daca briza este una montana. Este vantul de ghetar care sufla ziua ca si noaptea. Consecinte termodinamice Ascendenta termica poate lasa loc de formatiunilor noroase de tip variabil, dar in cazul particular al versantilor expusi catre sud, acest proces permite localizarea cu mare probabilitate a zonelor in care au loc fenomene orajoase. Noaptea, ceata de evaporare se formeaza pe cursul apelor sau in zonele cu umezeala mare prezente pe fundul vailor. Aceasta ceata conduce in general la formarea norilor josi, de aceea are loc schimbarea brusca a brizei. Influenta vantului sinoptic asupra brizelor de panta si de vale Atunci cand vantul sinoptic este perpendicular pe vale, influenta sa asupra brizelor este in general redusa. Limita superioara a brizelor este des marcata in acest caz printr-o inversie de temperatura. Atunci cand vantul sinoptic sufla pe axul vaii, efectul de briza se compune cu acest curent. Acest lucru se simte mult mai mult in cazul brizei de aval. Noaptea, din contra, datorita stabilitatii aerului in vale (inversie de temperatura), aceasta influenta este mult mai redusa. Figura 10, Figura 11

Fig.1012

Fig.11 1.1.4 Efectele contrastului termic mare/continent Contrastul termic mare/continent creaza temporar o schimbare importanta in evolutia maselor de aer in sensul miscarii lor dinspre mare spre continent. Sol continental rece, mare calda Aceasta situatie se intalneste noaptea si este mai pronuntata iarna decat vara. Efecte asupra sectoarelor calde ale perturbatiilor: - asupra aerului cald stabil: ingrosarea stratului de ceata si a norilor stratus; mai importante sunt precipitatiile sub forma de burnita. - asupra aerului cald instabil: atenuarea instbilitatii, formarea cetii. Efecte asupra traines: - atenuarea instabilitatii, norii cumulus maritimi se transforma in nori stratocumulus care apoi dispar in zona continentala daca vanturile sunt slabe. Efecte asupra cetii de coasta: - fiind stabilit regimul regimul brizei continentale, pe mare se formeaza ceata de evaporare. Efecte asupra vantului: - atunci cand vantul sufla dinspre uscatul rece catre marea calda, acesta se intensifica. Variatia fluxului: - daca se scurge catre mare, provenind de deasupra uscatului foarte rece, apare, pe mare, ca un talveg quasi-stationar paralel cu tarmul. Axul talvegului marcheaza o importanta linie de nebulozitate (figura 12).13

Fig.12 Sol continental cald, mare rece Aceasta situatie se intalneste in timpul zilei si fenomenul este mai important vara. Efecte asupra sectoarelor calde ale perturbatiilor: - asupra aerului cald stabil: disiparea sau atenuarea cetii. - asupra aerului cald instabil: declansarea instabilitatii orajoase in sectoarele calde. Efecte asupra traines: - intensificarea instabilitatii deja stabilita deasupra marii. Efecte asupra cetii de coasta: - stabilirea brizei marine favorizeaza deplasarea cetii formate pe mare peste zona de litoral si, de asemenea, ingrosarea acesteia pana la formarea norilor stratus prin fenomenul de ascendenta de-alungul coastei. Efecte asupra vantului: - atunci cand vantul sufla dinspre uscatul cald catre marea rece, acesta slabeste in intensitate. Variatia fluxului: - datorita contrastului termic, in general dupa-amiaza, apare o zona de convergenta si o zona de divergenta care sunt reprezentate printr-un talveg deasupra uscatului, iar deasupra apei de catre o dorsala. Axul talvegului marcheaza limita brizei de mare, iar nebulozitatea este mai accentuata tocmai in aceasta zona.

14

Depresiunile termice In zilele cu vreme frumoasa, pamantul se (re)incalzeste si, prin conductie, transmite aceasta incalzire straturilor de la baza atmosferei. Scaderea densitatii va conduce la scaderea presiunii cu 2 pana la 5 hPa, spre deosebire de mare unde inertia termica a suprafetei marine tinde sa mentina constant campul presiunii. Un gradient mare al izobarelor provoaca, deci, o intensificare a vitezei vanutului. Acest model al izobarelor se intalneste foarte des primavara, in luna martie, atunci cand o dorsala se instsaleaza deasupra insulelor britanice pana in Scandinavia si deasupra Europei se intalnesc presiuni scazute. Fluxul este nord-estic, iar cerul, deasupra Marii Britanii este in general lipsit de nebulozitate.gradientul de presiune si curbura izobarica permite calcularea unui vant nord-estic de forta 5B. Aceste vanturi de forta 5B se intensifica pana la aproximativ 7B si 8B, la inceputul dupa-amiezii si inceteaza seara. Zona vantului maximal se situeaza in general langa linia Brignonan-Ploumanach. Contrastul termic dintre masele de aer situate deasupra suprafetelor terestre si marine se accentueaza si intensifica gradientul de presiune si, deci, forta vantului (foto 2).

1.1.5 Turbulenta convectiva Acest tip de turbulenta isi ia toata energia din repartitia verticala a densitatii. Solul, atat prin natura sa cat si prin acoperirea si configuratia sa, joaca un rol preponderent in fenomenul de convectie. Formarea turbioanelor convective rezulta din: - incalzirea suprafetei terestre prin insolatie; - la trecerea unei mase de aer reci peste o suprafata de sol calda.15

In cazul unei incalziri locale superficiale datorita unei mici neomogenitati a terenului, are loc formarea unei bule de aer la contactul cu solul. Aceasta mica masa de aer calda, alimentata in mod convenabil cu caldura, se detaseaza de sol. Se creaza astfel un parcurs privilegiat, inceputul formarii coloanei ascendente. Prin urmare, are loc formarea de curenti de convectie cu miscari ascendente in centru si descendente la margini. Marea, campiile cultivate variat, padurile, lacurile, nu sunt favorabile organizarii celulelor convective. Din contra, diversitatea solurilor, culturilor si reliefului sunt foartre propice declansarii ascendentei. Atunci cand umiditatea aerului este suficienta pentru ca particulele ascendente sa condenseze, un nor cumuliform indica prezenta unei coloane de aer ascendent numita ascendenta noroasa. Miscarile ascendente care se produc in absenta norilor cumulus, sunt numite termice pure. Exista zile in care miscarile ascendente persista si dupa apusul soarelui. Partile solului care sunt cel mai mult incalzite sunt si cele care se racesc cel mai repede, iar regiunile care in timpul zilei au fost mai reci, noaptea devin relativ putin mai calde. Deci avem o inversare a circulatiei termoconvective. Este fenomenul termic de seara. Dimensiunile verticale ale turbioanelor convective sunt foarte variabile; in jurul a 100 m in masele de aer stabile, atunci cand insolatia este foarte puternica si in regiunea de desert, mai multe mii de metri atunci cand atmosfera este instabila. O regula general ar fi aceasta: acest tip de turbulenta este cu atat mai puternica cu cat norii sunt mai dezvoltati. Norii cumulus grosi si norii cumulonimbus reprezinta masini termice complexe in mod independent de ascendenta initiala. Norii cumuliformi sunt transportati de fluxirile de curent (curgerea) din altitudine (curgerea laminara). Norii care trec pe deasupra unui observator de la sol sunt aceia care sunt situati la dreapta vantului la suprafata. Deasupra marii, ungiul dintre vantul de la sol si vantul de altitudine este de aproximativ 15 la 30 grade (conform figurii 13).

Fig.13

16

Atunci cand vantul sinoptic este slab, deplasarile sunt mai mult aleatoare. Sub un mic cumulus, un vant mai puternic se observa a priori vantului acestuia, dar fara a avea o miscare ciclonica, in mod contrar cazului unui nor cumulus puternic dezvoltat (Figura 14).

Fig.14 In cazul unui cumulus care precipita, vantul tinde sa aiba o directie in forma de evantai in partea norului adapostita de vant (partea de sub vant). Norii cumulus sunt cateodata dispusi in siruri lungi rectilinii si in mod sensibil paralele cu directia vantului (cumulus radiatus). Aceste siruri, care par sa convearga atunci cand privim in orizont, sunt denumite strazi de nori. Latimea benzilor este in mod normal de doua sau de trei ori inaltimea stratului convectiv. O inversie termicalimiteaza extinderea verticala a convectiei.Figura 15, Figura 16, Figura 17

Fig.1517

Fig.16

Fig.17

18

Foto 3

1.2 Abaterea dinamica a curentilor de aer

1.2.1 Actiunea vailor O vale orientata perpendicular pe directia vantului va produce o miscare a aerului descendenta urmata apoi de o ascendenta. Influenta curentului general prezinta o manifestare maxima atunci cand vantul sufla in axa vaii. Asa iau nastere, pe teritoriul metropolitan, principalele vanturi locale: Mistralul acest vant, de sector nordic, sufera o accelerare atunci cand patrunde in valea Rhonului. Aceasta aceelerare este de asemenea natura incat viteza vantului poate sa atinga 50 de noduri. Influenta sa se extinde departe in largul coastelor franceze. Tramontanul vant de NV legat de o situatie meteorologica asemanatoare cu cea care duce la aparitia mistralului cu care este des asociat. Acest vant care la origine este insotit de ploi sau de averse, scapa de umiditatea sa prin efectul de foehn in Corbieres si Cevennes. Caracteristica sa principala ramane totusi aceea ca este un vant rece, foarte rapid, cu un puternic caracter turbulent. Autanul este un vant de SE care sufla in masivul Languedoc intre Muntele Negru si Corbieres si in valea Garrone mijlocie. Acest tip de vant are doua componente: Autanul negru si Autanul alb. Autanul negru este legat de un talveg de altitudine foarte pronuntat., situat in largul coastelor Portugaliei. Un curent de aer puternic de sud afecteaza lantul muntilor Pirinei. Aerul, comprimat in partea de sud, se destinde in partea nordica si creaza relativ o depresiune deasupra Gascogne. Aceasta depresiune, intensificata prin efectul de foehn, provoaca un19

aflux de aer dinspre SE deasupra vaii mijlocii a Garrone. Acest vant de SE este intensificat prin efectul Venturi prin strangulare la Nauroze. Acest tip de vant are o grosime de 1000-1500 m, atingand la sol viteza de 30 pana la 40 de noduri (15-20 m/s), se intensifica pana la 60-80 de noduri la altitudinea de 500 de metri atunci cand frecarea cu solul se face mai putin simtita. Este un vant cald, iar originea sa mediteraneena il face sa fie incarcat de umezeala in straturile sale de la baza.Figura 18

Fig.18

El se instaleaza in medie pentru o perioada de timp de 3 zile, atata timp cat deasupra Pirineilor se mentine un curent de aer sudic. Trecerea talvegului de altitudine pe deasupra golfului Lion s-ar traduce prin trecerea unei zone de vreme urata care a dat si calificativul acestui tip de vant (negru). Acesta vreme urata marcheaza sfarsitul perioadei in care sufla acest vant si instalarea unui regim de NV (conform figurii 19).

20

Fig.19 Autanul alb este legat de un regim de sector si generalizat in sudul Frantei. Dorsala axata vest-est antreneaza masele de aer reci iarna si calde vara. Traversarea pragului Naurouze accelereaza acest vant si il orienteaza de la sud la est. Mai putin puternic decat cel negru, este insotit de un cer degajat, de unde si calificativul sau de alb. Figura 20, Figura 21

Fig.2021

Fig.21

Foto 4

1.2.2 Actiunea muntelui Actiunea perturbatoare a unui profil montan asupra racirii aerului depinde de trei factori principali: - forma muntelui; - viteza vantului;22

- stabilitatea atmosferei. Intr-un mod general, curentii de aer au intotdeauna tendinta sa capete mai mult sau mai putin profilul reliefului, in felul ca un munte provoaca ascendenta aerului pe partea din care bate vantul urmata de descendenta pe partea adapostita de vant.

Munte izolat In cazul unui munte izolat, atunci cand latimea medie a obstacolului este mai mica de 50 de km, permitand o anumita curgere laterala a aerului, miscarile verticale ale aerului raman destul de slabe.Figura 22, Figura 23, Figura 24, Figura 25, Figura 26

Fig.22

Fig.23

23

Fig.24

Fig.25

24

Fig.26 Lanturi montane Lanturile montane se comporta ca o bariera asupra curentului de aer si fluxul de aer nu poate sa ocoleasca obstacolul. Efectul de foehn (foto 4)

25

Nascut de la originea unei terminologii locale austriece, acest termen a fost generalizat apoi la un fenomen foarte particular care se produce in toate regiunile cu relief accidentat. In timpul ascendentei unei mase de aer umede in lungul unui lant muntos, precipitatiile se produc in partea muntelui batuta de vant. Aerul, care are o miscare de redescendenta pe partea batuta de vant, iese din starea de saturatie la un nivel superior celui la care s-a initializat saturarea. In consecinta, o racire notabila se observa pe partea batuta de vant a muntelui. Acest fenomen poarta numele de foehn umed (figura 27)

Fig.27 O alta denumire, foehnul uscat, un fenomen identic din punct de vedere termic fara sa fie necesara condensarea pe versantul batut de vant al reliefului. Perturbatia dinamica prima unda a reliefului pe partea vantului provoaca o subsidenta foarte puternica si deci o racire puternica legata de comprimarea aerului. Inaltimea si distanta de influenta a unui munte Este dificil sa se fixezeo valoare exacta a acestei inaltimi de influenta care depinde in mod esential de dezvoltarea orizontala a reliefului, de forma muntelui si de gradul de stabilitate a masei de aer considerate. Putem totusi admite, ca in medie, un lant muntos isi face simtita influenta pana la o inaltime care poate atinge valoarea de pana la 4 sau 5 ori creasta acestuia. In cazul unui munte izolat, curentii de aer sunt, in mare parte, deviati lateral si doar aceia care sunt in vecinatatea varfului sunt deviati pe deasupra. In medie, un munte izolat isi intinde influenta deasupra varfului sau pana la o inaltime egala cu 1/3 din inaltimea muntelui. Distanta orizontala de la care curentii de aer incep sa fie deviati pe deasupra unui lant muntos este data, dupa Georgii W., de urmatoarea relatie: a d = Hctg 2 unde d: distanta orizontala de influenta, H: inaltimea crestei muntoase, a: panta medie a versantului de pe partea vantului.

26

Ridicarea in sistem (bloc) Devierea verticala a curentilor de aer de catre un profil muntos este echivalenta pana la urma cu o ridicare in bloc (sistem). Daca masa de aer ridicata astfel contine suficienta umezeala, atunci are loc formarea de nori care acopera muntele. Acesti nori sunt de tip stratiform atunci cand masa de aer din care s-au format este convectiv stabila, de tip cumuliform atunci cand masa de aer este convectiv instabila. Undele de obstacol Moazagotl (foto 4)

Atunci cand o masa de aer suficient de stabila si care contine suficienta umezeala se ciocneste perpendicular de un lant muntos, particulele de aer cheltuie in mod constant din energia lor in timpul ascendentei si, cand depasesc creasta, revin la nivelul initial si se reunesc dupa ce au efectuat un anumit numar de oscilatii intr-o parte si in alta. Sub actiunea vantului, aceste particule descriu traiectorii de forma sinusoidala, in felul in care se dezvolta in partea adapostita de vant a muntelui, un sistem de unde amortizate care poate da nastere formatiunilor noroase, atunci cand amplitudinea miscarii verticale si umezeala aerului sunt suficiente pentru ca condensarea sa intervina in cursul miscarilor lor ascendente. Aceste formatiuni noroase au aspectul de altocumulus lenticularis. Germanii le-au numit Moazagotl. Moazagotl cuprind frecvent mai multe bancuri paralele izolate, asemanatoare valurilor ale caror distante medii sunt de 7 la 8 km, putand varia dupa caz intre 5 si 25 km. Observam cateodata 5-6 unde succesive situate la o inlatime in general putin mai mare de 3000 m si depasind des 5000 m. Amplitudinea acestor unde poate sa atinga 2000 m si vitezele verticale 25-30 m/s. Vitezele verticale maxime se observa in primul val in partea adapostita de vant.

27

Acest sistem de unda degenereaza atunci cand se apropie de sol dand nastere unor mici turbioane izolate, in faza cu varful undelor, rotoarele. Partea superioara a rotoarelor se materializeaza adesea prin stratocumulusi turbulenti. Diametrul rotorului pate atinge valoarea de 300 pana la 600 ee metri, iar acceleratiile intalnite au o valoare in jur de 2 pana la 4 g. Figura 28

Fig.28

Foto 528

Foto 6 Norii in forma de pana din partea de sub vant unui masiv izolat Sub actiunea vantului pe anumiti versanti izolati, norii dureaza un timp de mai multe ore. Ei se formeaza prin expansiunea brusca a particulelor de aer suficient de umede in interiorul micii depresiuni dinamice create in varf (figura 29).

Fig.29

Depresiunea din varful muntelui Prezenta unui lant muntos care se opune curgerii unei mase de aer creaza o deformare a acestora. Ingustarea curentului de catre creasta muntelui si straturile de aer stabil din atmosfera medie duce la o acceleratie a aerului. Aceasta accelerare a curgerii29

provoaca, aproape de varf, aparitia unei depresiuni dinamicea carei explicatie rezulta imediat din considerarea teoremei lui Bernoulli: p1 p = (V 2 V02 ) 2 unde p1: presiunea atmosferei neperturbate la altitudinea varfului muntelui, p: presiunea aerului in varful muntelui, : densitatea medie corespunzatoare conditiilor de presiune p si p1, V: viteza vantului in varful muntelui, V0: viteza vantului la sol inainte de ascendenta.Figura 30

Fig.30 Depresiunea si anticiclonul dinamice Actiunea curentului (curgerii )general perturbat de relief provoaca o suprapresiune in partea dispre vant a reliefului si o depresiune in partea adapostita de vant. Acest efect dinamic se intensifica astfel prin efectele termice asociate miscarilor verticale. Tot asa, prin regimul de nord-vest la nord, o mica dorsala se dezvolta in fata axului alpin. La adapostul reliefului, deasupra golfului Genes, o depresiune se adanceste. Acest dipol genereaza un curent de conturnare. Fluxul se infiltreaza in valea Rhonului si se instaleaza mistralul. Formarea in partea adapostita de vant a unei depresiuni dinamice explica formarea contra foehnului. Acest vant in general rece sufla aproape de sol in directia opusa fluxului general atata timp cat fluxul de altitudine nu este suficient de puternic sa constranga foehnul sa coboare in fundul vaii. Modificarea campului de temperatura datorita reliefului Atunci cand ascendenta particulelor unei mase de aer stabile din partea expusa la vant a muntelui nu duce la condensare sau daca aceasta condensare nu intervine decat in urma unei ascendente importante, o coborare a izotermelor are loc deasupra muntelui. Temperatura particulelor ascendente in partea dinspre vant a muntelui, la fle ca si cele descendente de pe partea opusa, variaza dupa legea adiabatica: aproximativ 1 C / 100 m in atmosfera nesaturata si 0,6 C / 100 m in atmosfera saturata. Aceasta descrestere a temperaturii este mult mai importanta decat cea a unei mase de aer stabile dintr-un mediu

30

perturbat. Acest fenomen trebuie luat in considerare atunci cand conditiile atmosferice generale sunt dealtfel favorabile jivrajului. Invers, atunci cand atmosfera este instabila, destinderea adiabatica determina particulele de aer care se ridica sa capete o temperatura superioara celei a mediului inconjurator, neperturbat de relief. Influentele orografice asupra fronturilor In cazul unui front cald orientat paralel la un lant muntos (figura 31), suprafata frontala care atinge varful muntilor, blocheaza zerul rece intre sol si munte. Atunci se observa o zona de ploi persistente pe versantul occidental. Pe celalalt versant, foehnul elimina prin scufundare sistemul noros al frontului. La o anumita distanta in spatele muntelui, aceasta miscare de scufundare inceteaza si sistemul noros se reformeaza.

Fig.31 In cazul unui front rece (figura 32), aerul rece se ridica in lungul muntelui si are un comportament convectiv pe versantul occidental. Pe versantul oriental, descendeta (scufundarea) stabilizeaza masa de aer, iar cerul devine mai degajat. Frontul rece isi urmeaza traiectoria dupa ce depaseste muntele, dar slabit de racirea adiabatica suferita in partea dinspre vant a muntelui.

Fig.3231

1.2.3 Actiunea insulelor si a coastelor Daca pe o insula sau in apropierea litoralului exista un lant muntos sau un lant deluros, din modificarea campului de presiune rezulta o intensificsare sau o slabire a vantului in jurul insulei. Figura 33, Figura 34, Figura 35, Figura 36 Insulele

Fig.33

Fig.3432

Fig.35

Fig.3633

Stramtorile si vaile Atunci cand racirea aerului se produce in axa vailor sau a stramtorilor, o micsorare progresiva a largimii a trecerii are ca efect imediat cresterea vitezei vantului (exemplu tipic: stramtoarea Bonifacio). Daca aceasta micsorare este brutala si mare, miscarile ascendente sunt amplificate dupa deschidere (acea stramtoare). Curgerea laminara initiala devine turbulenta. Atunci cand largimea trecerii este mai mare de 50 km (stramtoarea Gibraltar de exemplu), pe partea dinspre vant se creaza un talveg practic aliniat cu axa stramtorii. Figura 37, Figura 38,

Fig.37

Fig.3834

1.3 Frecarea turbulenta Micsorarea vitezei particulelor de aer in contact cu solul favorizeaza formarea miscarilor turbionare dezordonate carora le-am dat numele de turbulenta. Sunt acele turbioane care cateodata adauga, cateodata retin viteza proprie de rotatie proprie vitezei vantului sinoptic si determina fluctuatiile pe care le numim rafale. Am definit stratul limita planetar ca fiind portiunea atmosferei din vecinatatea suprafetei in care turbulenta afecteaza direct parametrii atmosferici. Miscarile dezordonate la care sunt sunt supuse particulele de aer reprezinta cauza difuziei in altitudine a caldurii, a vaporilor de apa, a efectelor de franare datorita curgerii aerului in vecinatatea solului. Atunci cand turbulenta apare in interiorul norilor, miscarile dezordonate care o caracterizeaza, provoaca procesul de coalescenta si favorizeaza formarea ploii si a grindinei. Natura suprafetei solului, prin coeficientul de frecare pe care il poseda, joaca un rol foarte mare in procesul turbulentei. Este usor sa concepem de ce curgerea este aproape intotdeauna laminara deasupra unei mari putin agitate si de ce turbulenta creste deasupra regiunilor cu teren accidentat. In cele doua cazuri care urmeaza stratul limita isi pierde semnificatia (figura 39 si figura 40).

Fig.39

Fig.4035

Intr-o masa de aer instabila, miscarile verticale vor anihila crestera vitezei orizontale. Natura solului, acoperirea sa, natura maselor de aer, configuratia reliefului isi unesc eforturile de asemenea maniera ca nu este intotdeauna usor sa deosebim actiunea proprie a fiecarui element. Figura 41, Figura 42

Fig.41

Fig.42

36

2. Norii cumulonimbus si fenomenele asociate acestora

Norii convectivi densi si puternici, cei de tip cumulonimbus se caracterizeaza print-o extendere verticala considerabila. Varfurile acestora pot atinge tropopauza, liita superioara a atmosferei acolo unde ei isi formeaza nicovala. Tropopauza este cuprinsa intre 16 si 20 km in regiunile ecuatoriale si intre 5 si 7 km in regiunile polare. La latitudinile medii, varfurile norilor cumulonimbus variaza intre 6 si 14 km in functie de tipul masei de aer (daca este de tip polar sau de tip tropical). Cumulunonimbusii se intalnesc in atmosfera fie in formatiuni organizate (front, linie de vijelie, gramezi, unde estice, depresiuni polare, ciclon tropical), fie izolati. Diamentrul fiecarei celule orajoase nu depaseste 10 km iar ciclul sau de viata (aparitia, stadiul matur, disiparea) dureaza in medie 30 de minute. Acest tip de nor se afla la originea a numeroase fenomene meteo periculoase. Totusi, fenomenele cele mai devastatoare se nasc intr-o structura convectiva particulara mai vasta, suipercelula, care are un ciclu de viata de mai multe ore si care se intinde pe un diametru de 50 km. Circulatia aerului este stationara cand ascendenta si subsidenta se intretin mutual.

2.1 Orajul Schematic, atmosfera se comporta ca si dielectricul unui imens condensator sferic dintre doua suprafete conductive constituite din suprafata pamantului incarcata negativ si ionosfera incarcata pozitiv (acest strat este totusi incarcat putin pozitiv in aproppierea suprafetei pamantului datorita ionizarii moleculelor de aer prin radioactivitatea naturala). O diferenta de potential de cateva sute de mii de volti intre aceste doua suprafete mentine in atmosfera un camp electric slab (in apropierea solului de circa 100-150 V/m). Cand vremea este frumoasa, un curent zis de vreme frumoasa se scurge de la cer catre sol. Acest curent de scurgere va fi suficiebt pentru a declansa condensatorul Pamant-atmosfera, daca nu exista un generator de curent care sa aduca sarcini negative la sol. Fenomenele orajoase atmosferice, asociate norilor cumulonimbus, joaca acest rol fundamental. In fiecare an, mai mult de 16 milioane de descarcari electrice o medie de 45000/zi se declanseaza, 2000 dintre acestea fiind simultane. 2.1.1 Mecanismul fulgerului In interiorul norului are loc o separare a sarcinilor. Mecanismele de transfer de sarcina sunt multiple si inca nu pe deplin cunoscute. Convectia intervine probabil intr-o maniera foarte importanta la generarea campului electric in primul stadiu de dezvoltare al norului. Procesele de precipitatii sunt apoi preponderente. Particulele de dimensiuni mari cad mai repede decat cele mici si se cicnesc unele de altele schimband sarcina electrica conform mai multor mecanisme. Cele mai importante in aceste mecanisme sunt particulele de gheata si in particular cele de mazariche.

37

Figura 43

Figura 44

Figura 4538

Foto 7

Foto 8

39

2.1.2 Campurile electrice asociate Campul electric din vecinatatea solului este puternic influentat de prezenta in apropierea sa a unei descarcari electrice (mai putin de 20 km). Prezenta frecventa a sarcinilor negative la baza unui cumulonimbus orajos provoaca o incarcare de polaritate si mareste campul electric care poate local sa atinga valori de 10 kV/m. Emisia ionilor de catre asperitatile solului prin efect corona creste atunci cand are loc o intensificare a campului electric. Atunci cand o asperitate este suficient de destramata, ea se maifesta in punctul de emisie, la fel ca filamentele albastru-violete care produc efecte caracteristice. Acest fenomen este cunoscut de mult timp sub numele de focul Saint-Elme. Campul electric din interiorul unui nor orajos este in general mai mic decat 100 kV/m, dar poate atinge valori extreme de 400 kV/m in regiunile izolate. Este totusi remarcabil de constatat ca mecanismul de declansare permite producerea fulgerelor in campuri electrice net inferioare tensiunii de ruptura a aerului, care in troposfera este de ordinul 3 MV/m. 2.1.3 Descrierea descarcarilor electrice Descarcarile electrice se produc in interiorul norului atunci cand campul electric depaseste o anumita valoare critica. Prima faza a fulgerului o reprezinta intotdeauna formarea unui precursor mai putin luminos, numit lider, care traverseaza aerul neutru din punct de vedere electric cu o viteza relativ mica. Acest prim fulger permite conectarea pungilor de sarcini contrare. Neutralizarea acestor pungi via acest canal ionizat constituie un fulger intra-nor. Descarcarile nor-pamant sunt declansate de lideri care ies din nor si se propaga catre sol prin propagari succesive (lider in trepte). Atunci cand ele se apropie de sol la aproximativ 100 m campul indus intens genereaza un curent de conexiune plecand de la sol. La contactul acestor doua are loc un scurt circuit. Un arc foare stralucitor se propaga in interiorul canalului ionizat cu o viteza de aproximativ 5x107 m/s. Curentul atinge in medie 20 kA in timp de cateva zeci de secunde; 2% din totalul de valori depasesc totusi 140 kA. Acest arc in intoarcere disipa energia electrostatica in rnergie electromagnetica (luminoasa si de frecventa foarte mare), termica (cresteri de temperatura de 30000 K) si acustica (cresterea presiunii pana la explozie datorita incalzirii canalului care apoi genereaza unda sonora, sursa tunetului). Daca dupa prima descarcare mai raman concentratii de sarcina neneutralizate, activitatea continua. Dupa cateva zeci de milisecunde, un nou lider, numit precursor continuu, produce o singura treapta pe canalul ionizat care nu s-a disipat inca. El este urmat de un nou arc in intoarcere, numit arc subsecvent de intensitate mai slaba decat primul. Intre diferite arce in intoarcere, un curent continuu de cateva sute de amperi poate sa se scurga pe canal. In general, un fulger complet dureaza de la 0.1 la 2 secunde si cuprinde in medie 2-3 arce in intoarcere.

40

Figura 46

Figura 47 2.1.4 Clasificarea descarcarilor electrice In primul rand descarcarile electrice sunt clasificate dupa sensul dezvoltarii liderului in descendente sau ascendente. In regiunile plate, fulgerul normal, de departe cel mai frecvent,41

este descendent. Pentru ca un fulger ascendent sa se poate dezvolta, este necesara prezenta unei proeminente semnificative (turnuri, cosuri de fum sau piscuri). In al doilea rand ele sunt clasificate dupa sensul de curgere al curentului principal. Prin conventie, fulgerul negativ este acela cand partea negativa a norului se descarca, iar cel pozitiv atunci cand partea pozitiva se descarca. In regiunile temperate, 10 pana la 20% din fulgere (traznete) sunt pozitive. Proportia acestor fulgere este, in mod net, mai ridicata pe mare, din cele mai recente obsrvatii ale societatii Meteorage. Aceste fulgere (traznete) pozitive sunt cele mai rare dar si cele mai periculoase. Ele se caracterizeaza, in final, printr-un singur impuls dar care dureaza o perioada mai lunga decat cele negative individuale si sunt des asociate cu curenti continui de descarcare foarte mari (rspectiv >100 kA si 100 A).

2.1.5 Pericolul fulgerelor pentru oameni

Omul sau animalele sufera adesea, din cauza descarcarilor electrice, rani (leziuni) dintre care unele mortale. In fiecare an, mijloacele de informare fac un mare ecou jurnalistic pe seama acestor descarcari electrice. Aceste accidente nu sunt toate provocate prin lovitura directa a fulgerului. In numeroase circumstante, accidentele se produc datorita unui fulger indirect. Mecanisme ale traznetului (actiunea de a trazni) Cand un fulger loveste un om prin impact direct, curentul se scurge in totalitate prin corpul sau, un procent prin piele, provocand o arsura pe o suprafata mica, observandu-se carbonizarea punctelor de intrare si de iesire. Dar foarte rapid, pe masura ce intensitatea creste (figura 46), diferenta de potential intre punctele de intrare si de iesire devine suficienta pentru a provoca o amorsare la suprafata corpurilor care evolueaza apoi in arc superficial. Acest arc devine drumul preferential de cea mai mica rezistenta care va permite scurgrea quasi-totala a curentului din fulger. Fiziopatologia fulgerului Trecerea curentului prin creier provoaca pierderea cunostintei adesea acompaniata de o oprire a ritmului cardio-respirator mai mult sau mai putin prelungit. Dupa N. Kitagawa si colab., criteriul opririi definitive va fi, exprimat in termeni de energie, o disipare de oridinul a 14 J. Reluarea reflexului respirator necesita atunci reanimarea prin ventilatie artificiala. Una din cauzele cele mai frecvente ale mortii din cauza fulgerului este fibrilatia ventriculara care conduce la oprirea cardio-respiratorie ireversibila si cand o reanimare cardiaca si respiratorie nu sunt puse in aplicare imediat. De altfel, leziuni superficiale sunt des observate la suprafata pielii. Aceste urme se prezinta sub aspectul unor multiple ramificatii care sunt rezultatul amorsarrii spre exteriorul corpului. Rar constatam arderi interne profunde din cauza unui fulger. Diferitele tipuri de a trazni In afara de traznetul direct, exista patru tipuri principale de traznete indirecte:42

Traznetul prin fenomenul de clacaj (intindere) laterala atunci cand o persoana se afla sub un arbore, corpul sau constituie, comparat cu trunchiul copacului, un drum (un canal) de rezistenta electrica mica. Deci, curentul sare (se arcuieste) asupra persoanei prin intermediul unui arc si apoi se scurge catre pamant prin corpul persoanei. Traznetul prin tensiunea de pas daca o persoana se afla in apropierea locului de impact al traznetului, datorita rezistivitatii solului, scurgerea curentului in pamant va genera o diferenta de potential intre doua puncte, chiar apropiate, situate la suprafata solului. Daca acele puncte sunt chiar cele de contact ale picoarelor unei persoane, atunci ea va fi parcursa de un curent de deviere care poate fi violent. Tensiunea de pas Vp se defineste ca tensiunea intre doua puncte la suprafata solului aflate la o distanta de 1 m unul de celalalt si se scrie simplu: I Vp = 2x( x + 1) unde rezisitivitatea solului, I intensitatea curentului in amperi, x distanta punctului de impact in raport cu persoana, in metri. Presupunand un curent de 50 kA care a patruns intr-un sol de rezistivitate 100 m, tensiunea de pas la 10 m de la impactul fulgerului va fi de 7,2 kV si la 30 m va fi mai mare de 800 V. Electrocutarea printr-o ramificatie a loviturii principale in general, o singura ramificare a loviturii descendente intalneste una ascendenta si a nastere la curentii in arc de intoarcere. Totusi, celelalte ramificatii pot provoca socuri electrice prin cuplaj capacitiv, cu alte cuvinte printr-un curent indus la distanta. Electrocutarea care rezulta din tensiunea zisa de atingere daca o persoana, alei carei picioare sunt in contact cu un sol suficient de bun conductor, atingerea unei piese metalice care poarta o anumita tensiune, un curent se poate scurge prin corpul persoanei, catre pamant (prin conductie).

Fig.4843

2.1.6 Fulgerul pe mare, cateva recomandari Se obisnuieste sa se caracterizeze severitatea orajoasa a unei regiuni prin indicele keraunic care este, prin definitie, numarul de zile din an unde au avut loc tunete. Pe mare, nu este deci natural sa cuantificam aceasta valoare. Toate recomandarile pentru protejarea persoanelor contra fulgerelor sunt fondatre pe doua principii: - sa nu constituiti o tinta prin efect punctual pentru fulger; - sa nu va gasiti in situatii care risca sa implice o diferenta de potential intre doua parti ale corpului. Pe o suprafata mare de apa, un vapor si mai ales o corabie cu panze, constituie o proeminenta, deci un punct de impact privilegiat pentru fulger. Pe o ambarcatiune, este de preferat sa ne intindem pe fundul aceseia pentru a nu forma o proeminenta. Dar daca timpul ne permite, cea mai buna precautie este de a ajunge la mal cat mai repede. Daca nu, trebuie sa inceracm sa gasim un adapost sub o faleza sau un pod (punte). Pe un vapor echipat cu un catarg cel aflat acolo poate fi lovit de fulger. Principiul care ghideaza protectia vaporului consista in a asigura o continuitate electrica perfecta intre varful catargului si apa. O corabie cu panze moderna, este in general echipate cu un catarg de metal sau de carbon, deci foarte buni conductori, iar hobanele sunt metalice. Daca metalica este si carcasa, atunci scurgerea curentului fulgerului catre apa se face fara dificultate. In interiorul carcasei, persoanele beneficiaza de o excelenta protectie, evitandu-se contactul cu carcasa. Daca acea carcasa este din material sintetic sau din lemn, este convenabil sa se agate unul sau doua lanturi in partea de jos a catargului sau hobanelor, iar cealalta extremitate sa fie in apa. Persoanele de la bord trebuie sa se plaseze cel mai jos posibil, departate de lant, chiar in interiorul carcasei. Pe o corabie cu panze veche cu carcasa si catargul de lemn si hobanele dintr-un material mai mult sau mai putin izolant, se recomanda sa se fixeze un lant pe toata lungimea catargului, sa fie rulat o data sau de doua ori la baza acestuia, apoi prelungit pana in apa. In ceea ce priveste electronica de la bord, este vorba de o problema de compatibilitate electromagnetica. In toate cazurile, in absenta dispozitivelor de protectie, este bine sa deconectam sondele si antenele si sa se evite utilizarea electronicii la bord, tot asa si foflosirea mai putin a comunicatiilor. Fulgerele pozitive cele mai periculoase se produc frecvent in norii cumulonimbus prezenti in traines active de iarna. Nota: printre imposibilitatile fizicii atmosferei , trebuie sa mentionam fulgerul bulgare si descarcarile ascendente care insotesc varfurile orajoase in ionosfera. Marturiile atesta aceste fenomene rare si inexlicabile.

44

Foto 9 2.2 Grindina Dupa statisticile americane, grindina se gaseste intr-un nor cumulonimbus dintre zece din acestia. In general, grindina observata la sol este o sfera de forma mai mult sau mai putin regulata al carei diametru este cuprins intre 5 si 50 mm. Cel mai mare grelon de grindina cules in urma unei caderi de grindina a avut 972 g si a cazut la Strasbourg in august 1958. Pentru a mentine in aer un asemenea bloc de gheata pana in stadiul final este necesar un curent ascendent de ordinul a 40 m/s. Grindina se formeaza in altitudine in regiunile norului cu temperaruri mai mici de 0 C prin captarea picaturilor de apa supraracite de catre cristalele de gheata. Aparenta grelonului (clar sau opac) depinde de rapiditatea procesului de crestere. Girndina se observa in nor in interiorul volumelor localizate sub nor, in zona de precipitatii, lateral, sub influenta turbioanelor de toate felurile si forfecarii verticale a vantului si cateodata deasupra nicovalei. Botezata ciuma alba de catre fermieri, grindina cauzeaza, in fiecare an, degradari ale recoltelor foarte importante, dar localizate (local), in regiunile temperate. Grindina constituie de asemenea un fenomen particular periculos pentru aviatie.

45

2.3 Turbulenta Turbulenta se observa in norii cumulonimbus si in apropierea acestora. Intr-un cumulonimbus, volumul de aer afectat de turbulenta poate atinge dimensiuni orizontale de la 15 la 35 km si pe verticala de la sol pana la cateva sute de metri deasupra nicovalei. Ea este intretinuta de curentii ascendento si descendenti foarte rapizi (depasin des respectiv 20 si 40 m/s) care cuprind intre ei zone unde miscarea verticala este slaba. La limitele laterale ale curentilor verticali rapizi, apar turbioane cu axa orizontala care permit disiparea energiei cinetice a particulelor ducand la o franare prin juxtapunere intre curentii de viteze diferite sau opusi. Sub cumulonimbus, picaturile mari si particulele de gheata devenite prea grele precipita, aceelereaza datorita gravitatiei si antreneaza aerul cel mai uscat provenind din exteriorul norului, la nivelul superior. Acest foarte uscat provoaca o evaporare partiala a picaturilor descendente care raceste aerul inconjurator si accelereaza curntul descendent facandu-l sa sufere o compresie pseudo-adiabatica. Dam acestor curenti descendenti, care pot provoca la sol sau in apropierea solului vanturi devastatoare, numele de down burst sau rafala descendenta. Curentii descendenti suficient de putenici pot sa se alinieze orizontal in toate directiile sub forma de curent rece si sa se strecoare sub aerul mai cald si mai putin dens decat cel din preajma. Marginea anterioara a acestui curent rece, care poate atinge o grosime de 1000 m, se strecoara sub aerul mai cald si mai putin dens decat cel din preajma. Marginea anterioara a acestui curent rece seamana cu un front rece, numit gust front sau front de rafala. Prezenta unui nor in forma de perna circulara, arcus, situat sub baza anterioara a cumulonimbus, da semnalul aparitiei acestui fenomen. Suprafata frontala si frontul reprezinta locul unor puternici gradienti orizontali si verticali ai vantului. Trecerea aerului cald peste aerul rece se traduce printr-o rotatie a vantului cu 180 de grade. Viteza vantului la rafala care urmeaza trecerii frontului poate fi mai mare de 25 m/s.(Figura 49, Figura 50,Figura 51)

Fig.4946

Fig.50

Fig.51

47

Rafalele descendente sunt clasificate in funcite de marimea lor, care poate varia de la mai putin de 1 km pana la zeci de km. In functie de dimensiunile lor orizontale si a vanturilor devastatoare produse, clasificam rafalele descendente in macroburst (macrorafale) sau microburst (microrafale). Primele, de o intindere orizontala de mai mult de 4 km si o durata de la 5 la 30 de minute, provoaca vanturi care la suprafata pot atinge 200 km/h; cele din a doua categorie, de o intindere orizontala de 4 km sau mai putin si de o durata de mai putin de 10 minute, provoaca vanturi care pot atinge 270 km/h. In interiorul microrafalelor pot exista structuri inca bine organizate (mai putin de 400 m) si de inensitate mai mare, care se numesc burst swath. Figura 52

Fig.5248

2.4 Trombe si tornade

Trombele si tornadele reprezinta turbioane de vant, deseori intense, ale caror prezenta se manifesta printr-o coloana noroasa sau un con noros rasturnat in forma de palnie, tuba, iesind din baza unui cumulonimbus si printr-un nor putin mai transparentconstituit din picaturi de apa ridicate de la suprafata marii sau funingine, nisip sau resturi diverse, ridicate de la sol. Intr-o regula generala, puterea vantului este mai slaba deasupra marii decat deasupra uscatului. Chiar daca ele sunt cauzate de aceleasi procese de convectie ca si tornadele, trombele sunt in general mai slabe, caci diferentele de temperatura, catalizatorii dinamicii turbioanelor, sunt absente pe mare. De aceea, masuratorile efectuate in 1967 in golful Mexicului, au relevat faptul ca la 12 m de centrul unei trombe de 80 m diametru cu presiunea la centru fiind de 44 hPa, viteza maxima a vantului a fost de 220 km/h. Estimam ca intre contrastul de presiune si viteza maxima a vantului intr-o tromba de dimensiuni medii, corespondenta este urmatoarea: - 64 km/h pentru 4 hPa; - 140 km/h pentru 16 hpa; - 270 km/h pentru 64 hPa Trombele sunt frecvente in particular in zonele de calm ecuatorial, in Golful Mexic deasupra inaltelor coaste din jurul Floridei si in Marea Mediterana. Aceste regiuni sunt caracterizate de temperaturii ale aerului si ale apei foarte ridicate. Se intalnesc in mod egal, dar mult mai rar, in golful Gascogne si in Manche in apropierea coastelor, acolo unde marea este cea mai calda. Durata de viata a unei trombe, intotdeauna relative scurta, variaza de la un fenomen la altul si se situeaza intre 2 si 20 de minute, cel mai des in jur de 4 minute. Ele sunt intotdeauna asociate cu o situatie meteorologica cu oraj. Marile campii din centrul SUA reprezinta paradisul vanatorilor de tornade, acolo unde orajele puternice sunt foarte frecvente. In luna mai 1995, 484 de tornade au ucis 16 persoane si au provocat pagube in valoare de mai multe milioane de dolari. In emisfera nordica, tornade devastatoare se produc la nord-estul Indiei si Bangladeshului, de asemenea sunt observate si in Japonia cu frecvente variabile. In emisfera sudica, ele se produc in Australia, Noua-Zeelanda, sudul Braziliei, nordul Argentinei. Tornadele din emisfera nordica se rotesc aproape intotdeauna in sens ciclonic, pe cand cele din emisfera sudica au o rotatie inversa. Cele mai violente tornade sunt cele care sunt generate de supercelule.

2.4.1 Tornadele in Franta In Franta, supercelulele nu reprezinta decat zece la suta din furtunile convective care au loc primavara si vara. Mai des observam furtuni izolate, linii de vijelie, bande de cumulonimbus asociate cu fronturile reci. Dupa F. Roux, tornadele sau trombele eventual, in general de slaba intensitate, dezvoltate de aceste organizari convective, rezulta din concentrarea nebulozitatii dinamice a unui turbion preexistent. O asemenea rotatie a aerului poate sa provina din discontinuitatile locale ale temperaturii sau vantului (curenti de densitate, fronturi de rafala), din efectele orografice (dealuri sau vai) sau din contrast de teren (rauri, lacuri sau paduri). Una sau doua tornade slabe se formeaza pe an sau pe anotimp; ele sunt putin distrugatoare si in plin camp unele trec neobservate. Un studiu al J. Dessens si J. Snow efectuat asupra apritiei tornadelor in Franta a stabilit ca tornadele violente cuprind in principal doua regiuni: NV-ul, la nordul unei49

linii ce uneste Bordeaux si Metz si pe coasta Marii Mediterane. Aceste tornade devastatoare apar in medie odata la 5 ani. Doua situatii meteorologice favorizeaza dezvoltarea furtunilor convective in tornade: flux sudic de aer meditereneean instabil suprapus cu aer de origine atlantica mult mai rece si mai rapid; fronturile reci, foarte active, ce vin printr-un puternic flux vestic.

2.4.2 Formarea tornadelor violente

In anii 1960, britanicul K. Browning a conceput primul model de supercelula plecand de la observatiile radar a unei celule convective si reconstituind etapele formarii unei tornade. Conditiile de mediu Supercelulele se formeaza intr-un mediu foarte instabil unde o masa de aer foarte rece si uscat inlocuie o masa de aer cald si umed si acolo unde directia si viteza vantului variaza mult odata cu cresterea altitudinii. Intre aceste doua mase de aer, un strat de aer subtire stabil, un adevarat capac, impiedica miscarile ascendente. Atunci cand acest capac cedeaza, din cauza efectului de insolatie care accentueaza miscarile din straturile inferioare sau prin fortajul extern al perturbatiilor atmosferice (front rece, intrarea din dreapta sau iesirea prin stanga a curentului jet), aerul cald, umed si instabil din straturile inferioare se destinde si se raceste. Vaporii de apa continuti condenseaza, formand baza norului si eliberand caldura latenta care incalzeste aerul inconjurator. Aceasta eliberare exploziva a caldurii latente contribuie la intensificarea vitezei coloanei ascendente, care poate sa atinga 60 m/s. Aceasta coloana ascendenta se ridica pana in stratosfera, se inclian spre NE datorita forfecarii vantului, apoi cade si se formeaza nicovala. In mediul obisnuit, supercelulele din emisfera nordica, atunci cand in apropierea solului predomina un vant de sud-est, se orienteaza catre sud, apoi catre sud-vest la inaltimi de 1500 de metri. Aceste variatii ale directiei vantului genereaza un turbion orizontal care se roteste ca o elice in plan vertical. Mecanisme (in stadiul actual de cunostinte) Coloana ascendenta, care patrunde in acest curent elicoidal, isi deviaza axa de rotatie in altitudine si adopta de asemenea o miscare de rotatie de tip ciclonic. La fel ca in toate fenomenele convective, ascendenta aerului si a vaporilor de apa condensati si incetiniti de ponderea picaturilor de ploaie sau a particuleleor de gheta care sfarsesc prin a precipita, antreneaza formarea unui curent descendent racit prin evaporarea partiala a picaturilor de ploaie in aerul uscat la nivelul mediu al norului. Sub efectul rotatiei ciclonice imprimate de coloana ascendenta a ansamblului noros, vantul sinoptic de sector vestic este accelerat pe flancul sudic al supercelulei unde se adauga rotatiei ciclonice. Curentul de aer rece si ploaia se impletesc in jurul acestei coloane de aer intr-o miscare de tip ciclonic. Fata de cea mai mare parte a furtunilor convective sau de cea mai mare parte a curentilor ascendenti si descendenti care interactioneaza, supercelulele nu contin decat doua celule convective fiecare avand curentul sau descendent si o mare coloana ascendenta in50

rotatie. Aceasta configuratie mentine fenomenul intr-o stare termodinamica quasi-stationara. O coloana ascendenta de raza 5 km incepe sa se roteasca cu vanturi de 70 km/h sau mai mult si constituie un mezociclon. Rotatia supercelulei antreneaza o parte din cantitatea de ploaie si din rafala descendenta catre sud-vestul furtunii convective unde aceasta se comporta ca un jet al unui furtun de stropit dirijat oblic. Inainte sa atinga solul, o parte din curentul rece si umed, atras la baza de presiunea din coloana ascendenta, converge aici. Circulatia tangentiala se intensifica. Expansiunea asociata provoaca condensarea la un nivel mai jos fata de baza norului: acesta este peretele (wall cloud). In apropierea solului, aerul rece razant intalneste aerul cald de-alungul unei frontiere turbulente, numita front de rafala. Tornadele apar sub acel nor perete, in lungul acestui front. Acesta din urma face un obstacol de aer cald si umed, il repune in ascendenta, intensifica convectia si accentueaza scaderea presiunii. O circulatie transversala care tinde sa restabileasca echilibrul intre campul de presiune si cel de vant se stabileste si accelereaza circulatia tangentiala (conservarea momentului cinetic) pana la arbori unde stabilitatea inertiala opune o forta de rezistenta miscarilor radiale. Cea mai mare parte a tornadelor provoaca pagube pe o banda larga de 150 m in jurul ei si nu dureaza decat cateva minute. Cele mai distructive ating o largime de 2 km si supravietuiesc mai mult de o ora. Ele se deplaseaza cu o viteza de ordinul 50 si 100 de km/h. Unele tornade de intensitate puternica se impart in mai multe turbioane care se rotesc in jurul axei tornadei. Figura 53

Fig.5351

Tabel Clasa F0 F1 F2 F3 Vant Km/h 60 - 109

Pagube putine pagube: crengi rupte, rasucirea panourilor de semnalizare. pagube limitate: tigle smulse, care rasturnate. pagube semnificative: arbori si acoperisuri smulse. pagube grave: pereti smulsi, camioane si trenuri rasturnate, obiecte de talie mijlocie (de cateva kg) transportate in aer. pagube devastatoare: ridicarea si deplasarea cladirilor fara fundatie, a vehiculelor usoare; corpuri de toate felurile (de pana la 100 kg) zburand in adevaratul sens al cuvantului. pagube inimaginabile: ridicarea si deplasarea cladirilor cu fundatie, camioane, trenuri, smulgerea sistematica a a tuturor arborilor si a structurilor proeminente, resturi de toate felurile transformandu-se in proiectile de o violenta spectaculoasa.

110 - 169 170 - 239 240 - 319

F4

320 - 409

F5

410 - 500

Clasificarea tornadelor Inensitatea tornadelor si imortanta pagubelor pe care acestea le provoaca pot fi clasificate prin forta vantului la suprafata solului. In 1981, Fujita T.T. a definit scara F, regrupand tornadele in sase clase de putere crescanda. Semnatura unei tornade In 1971, primele masuratori de vant efectuate cu radarele doppler au confirmat ca vanturile unei structuri cu carlig (curentul rece se infasoara in jurul coloanei ascendente) se rotesc cu o viteza de aproximativ 70 km/h.

52

Foto 10 Aceasta circulatie, care apare la 5000 m altitudine, genereaza o rotatie la altitudine mult mai joasa care precede toate tornadele intense. Un asemenea turbion se manifsta la circa 300 m altitudine, vreo 10-20 de minute inainte de a atinge solul. El se intinde atunci si poate sa atinga uneori 10 km inlatime. Ne folosim de aceasta semnatura a turbioanelor pentru a avertiza populatia in pericol.

3. Forfecarea vantului

La scara sinoptica, slabirea componentei verticale a aerului in raport cu componeta sa orizontala ne conduce la a considera vantul ca a fi un vector orizontal. Expresia forfecarea vantului inglobeaza o familie de miscari in turbion de intindere mica pana la deplasarea unui strat de aer de mare intindere in lungul unui strat adiacent. Forfecarea vantului poate sa fie prezenta la toate nivelele. In altitudine nu vom folosi decat termenul de turbulenta.

3.1 Turbulenta si forfecarea in altitudine Turbulenta datorita interactiunilor dinamice intre sol si atmosfera, turbulenta convectiva precum si turbulenta orografica au fost abordate in paragrafele pecedente. O alta forma de turbulenta, care nu reprezinta o consecinta a interactiunii dintre sol si atmosfera, isi ia energia din gradientul vantului. Turbulenta limitei interne a curgerii Aceasta turbulenta ia nastere intre doua straturi de aer in care vantul este diferit ca directie si/sau intensitate:53

-

-

in lungul suprafetelor frontale; in talveguri; intre aerul antrenat in partrea de jos de averse si aerul inconjurator (aceasta zona de turbulenta coincide cu marginea regiunii picaturilor de dimensiune mare ce pot fi distinse de radar); in apropierea unui curent jet, in principal deasupra si sub tubul creat de vantul maxim si pe coastele polare.

Turbulenta datorita gradientului termic Acest tip de turbulenta este asociat cu undele gravitationale, undele dinamice si de lungime de unda mai scurta decat undele orografice. In aer stabil, atunci cand o particula se deplaseaza in inaltime sau in jos datorita gradientului de vant, ea tinde sa revina la pozitia sa initiala osciland intr-o miscare ondulatorie. Acele unde exista la suprafata de separare a doua mase de aer de temperaturi diferite, atunci cand apare un puternic gradient de vant. Atunci cand exista conditii de formare a undelor gravitationale, acestea din urma pot genera un sistem de unde de gravitatie catre tropopausa. Conditii pentru aparitia undelor orografice si gravitationale pot exista intr-un curent jet pentru a genera turbulenta foarte severa. Turbulenta in aer clar (TAC) Acesta este numele atribuit tuturor formelor de turbulenta care se produc deasupra altitudinii de 4500 m in exteriorul norilor sau in apropierea acestora. Practic, TAC apare atunci cand viteza vantului, pe o suparafata izobarica, variaza mai putin de 10 m/s pe o distanta de 300 km sau atunci cand viteza vantului are un gradient vertical de 2,5 m/s pe 300 de metri. Figura 54

Fig.54 Turbulenta provocata de urmele avioanelor grele54

In anumite cazuri, atunci cand atmosfera este calma, turbioanle care iau nastere in urma avioanelor sau elicopterelor grele, raman active mult timp dupa trecerea aeronavelor care le-a provocat.

3.2 Forfecarea vantului in straturile inferioare ale atmosferei 78 % din accidentele aeriene se intalnesc in timpul fazelor de decolare si de aterizare. Printre acestea, accidentele datorate forfecarii vantului in straturile inferioare ale atmosferei sunt in crestere. 3.2.1 Cauzele forfecarii vantului in straturile inferioare Profilul vantului in straturile inferioare Tipul de forfecare care nu pune probleme particulare aeronavelor este cea normala a vantului prin efectul de forfecare (figura 55).

Fig.55 Circulatia vantului in jurul obstacolelor (cladiri, dealuri, vai, pedele de arbori...) (figura 56)

55

Fig.56 Curgerea gravitationala sau vantul descendent O forfecare se produce ca urmare a turbulentei la limita superioara a curentului de aer rece (figura 57).

Fig.56

Turbioane (rotoare) pe partea adapostita de vant a unui lant muntos

56

In aceste conditii extreme, vanturi de 50 m/s au fost masurate in aceste turbioane (figura 58).

Fig.58

Vantul si suprafetele frontale Zonele de tranzitie care separa masele de aer de densitati diferite, suprafetele frontale, se materializeaza prin zone de discontinuitate a vantului (figura 59).

Fig.59

Inversia de temperatura si jeturile in straturile inferioare Stabilitatea puternica ce rezulta in cazul unei inversii de temperatura, foarte marcanta in cazul unei puternice raciri nocturne prin radiatie, are cateodata efectul de a intrerupe57

amestecul turbulent si sa-l transfere cantitatii de miscare ce provine din scurgerea aerului de deasupra inversiunii. Un maxim de viteza se dezvolta atunci in varful inversiunii. Viteza sa maxima poate sa depaseasca 30 m/s, de unde si denumirea de jetul straturilor inferioare (figura 60).

Fig.60 Briza continentala si briza marina Briza poate patrunde pe continent, la mijlocul dupa-amiezii, pana la 40-50 km (in unele cazuri pana la 100 km), stratul de aer in care se manifesta avand o grosime de 400 m si se prezinta sub forma frontului de briza (figura 61).

Fig.61 Turbioanele cauzate de urmele avioanelor58

Trecand printr-un vant slab, totutsi poate sa patrunda intr-unul din cei doi vartexi si sa ramana in ele pana la punctul de impact (figura 62).

Fig.62 Fenomenele asociate norilor cumulonimbus Aceste fenomene sunt cele mai periculoase pentru aviatie.

3.2.2 Indici de probabilitate ai forfecarii vantului

-

deplasarea diferita a straturilor de nori adiacente; smoguri de fum de forma agitata; nori in rulou (arcus); vanturi de suprafata puternice in rafala; straturi de aer orientate diferit in diferite puncte; praf ridicat pana la norii convectivi; praf ridicat de un front de rafala; virga (precipitatii care nu ating solul) asociate norilor convectivi; norii lenticulari; norii in forma de palnie; trombe si tornade.

Acciedentul de la 9 iulie 1982 din New Orleans (SUA) suferit de un Boeing 727 (extras din buletinul de securitate a zboruruilor nr. 25 al Air France si din The Downburst de Fujita)

59

Circumstantele accidentului

La putin timp dupa decolare, avionul s-a ciocnit de coroanele arborilorce aveauinaltimi de 15 m si erau situati la 710m de extremitatea pistei, apoi s-a prabusit la 670 m mai departe, intr-o zona rezidentiala, provocand moartea a 145 de persoane aflate la bord si a alte 8 persoane aflate la sol.

Factorii meteorologici

In partea de est a aeroportului si in partea estica a extremitatii pistei nr. 10 se observau celule convective. Nici un fulger sau tunet nu s-au observatin aceste zone. Punerea in viteza se facea pe o aversa slaba de ploaie care se intensifica odatacu accelerarea si la decolare era foarte puternica. La studierea tuturor parametrilor meteorologici disponibili, biroul de ancheta a ajuns la concluzia ca vantul a fost produs de un microburst, reprezentat in figura 63.

Fig.63 La rotatie si in momentul cand si-a luat zborul, avionul beneficia inca de o componenta a vantului care atingea +8 m/s. Putin dupa ce si-a luatzborul si pana in momentul cand a atins primii arbori, directia vantului era din fata cu -15 m/s. Intre aceste doua valori s-au scurs vreo 15 secunde. Peste aceasta s-a suprapus si faptul ca dupa decolare, avionul a intalnit un curent ascendent de 128 m/minut la 45 m de sol.60

4 Givrajul 4.1 Recapitularea proceselor de formare Aceste procese sunt in numar de trei: - incetarea starii de subracire a apei atmosferice; - inghetarea apei lichide (depunerea apei lichide care apoi ingheata imediat); - condensarea. 4.2 Clasificarea calitativa Aceasta clasificare se bazeaza pe aspectul de chiciura (vezi tabelul). 4.3 Clasificarea cantitativa Scara intensitatii givrajului (vezi tabelul) este in raport direct cu cantitatea de apa supraracita disponibila. Ordinele de marime a cantitatilor de apa supraracita intalnita in atmosfera noroasa sunt urmatoarele: - bruma si ceata de la 0,1 la 2 g/m3 (pentru ceata calda); - norii stabili de la 0,2 la 0,5 g/m3; - norii instabili de la 2 la 5 g/m3 (de zece ori mai mult ca norii stabili); - anumiti nori convectivi tropicali pana la 16 g/m3. In ploile supraracite continutul de apa este mare. Raportul mediu picaturi de apa supraracite/cristale de gheata descreste rapid intre -10 C si -30 C.

Tip

Aspect

Procesul de formare

bruma

cristalina in solzi, andrea, pana sau evantai opaca, friabila, granule de gheata cu incluziuni de aer; ramificatii cristaline

condensare solida (vapor-gheata)

Situatia Consecinte meteorologica corespunzatoare la sol in conditii de cer givraj slab catalizator senin si fara vant pentru alte procese (anticiclon de iarna)

chiciura alba (moale)

congelarea rapida a picaturilor foarte mici prin supraracire intr-un mediu noros stabil

intr-un mediu noros stabil: temperaturi nete de sub 0oC

givraj slab pana la moderat; lupta usoara pentru avioanele echipate

chiciura sticloasa si transparent lucioasa; a(dura) omogena si transparenta

congelarea lenta a picaturilor mari prin suprararacire intr-un mediu instabil cu multa retinere de apa congelarea

intr-un mediu noros instabil: temperaturi putin sub 0oC

givraj puternic, periculos, lupta dificila intr-un anumit stadiu

polei

sticlos is lucios;

suprafata frontala:

givraj puternic, foarte61

Tip

Aspect

Procesul de formare

omogen si transparent

picaturilor de ploaie sau burnita prin supraracire pe un avion rece (temperaturi mai mici de 0oC) in zbor sau la sol.

Situatia meteorologica corespunzatoare transa de atmosfera la temperaturi de peste 0oC inclusa inr-un mediu de cu o temperatura de sub 0oC

Consecinte

periculos in toate circumstantele

Scara intensitatii:Intens itate Cantitatea de apa supratopita disponibila q