Scrigroup - Documente si articole

Username / Parola inexistente      

Home Documente Upload Resurse Alte limbi doc  

 
CATEGORII DOCUMENTE



DemografieEcologie mediuGeologieHidrologieMeteorologie


NOTIUNI FUNDAMENTALE DE METEOROLOGIE SINOPTICA

Meteorologie

+ Font mai mare | - Font mai mic


DOCUMENTE SIMILARE

Trimite pe Messenger
Sistem Informatic Geografic al Microzonelor Pedo-geoclimatice
FORMELE FLUVIOGLACIARE (PROGLACIARE)
Sinteza evolutiei indicilor standardizati ai precipitatilor
NOTIUNI FUNDAMENTALE DE METEOROLOGIE SINOPTICA
FORME DE ACUMULARE GLACIARA IN GLACIATIUNEA MONTANA
ATMOSFERA TERESTRA
CELLA DI HADLEY - CICLONI EXTRATROPICALI
ENERGIA RADIANTA
Aerul - Compotizitia normala a aerului
CRONOLOGIA GLACIATIUNII ALPINE

TERMENI importanti pentru acest document

: : : : :

NOTIUNI FUNDAMENTALE DE METEOROLOGIE SINOPTICA

Meteorologia sinopticd este una dintre ramurile principale ale meteorologiei care studiazd vremea si procesele fizice din atmosfera care determina evolutia ei de la o zi la alta, avand ca scop principal prognoza sau prevederea vremii. Pe baza datelor meteorologice obtinute din reteaua nationala de statii, din informatiile de la centrele europene de transmitere a datelor meteorologice si a celor obtinute cu ajutorul radarului si satelitilor meteorologici se realizeaza harti geografice la diferite scari care redau ansamblul starii fizice generale a atmosferei la un moment dat, numite harp sinoptice. Pentru prognoza vremii, o importanta deosebita o are studierea maselor de aer, a fronturilor atmosferice, a evolupei si deplasdrii ciclonilor si anticiclonilor.

1. Masele de aer

Reprezinta volume de aer cu extindere spatiala foarte mare (mii de kilometri), cu proprietati fizice relativ omogene si care imprima vremii anumite caracteristici termice, de umiditate, precipitatii, vant etc. Ele se formeaza prin stationarea indelungata a aerului deasupra unor regiuni geografice situate la diferite latitudini, insusindu-si astfel specificul regiunii respective. Acest lucru se produce cel mai frecvent in regim anticiclonic si mai putin in regim ciclonic. In deplasarea sa, o masa de aer transporta deci, aerul cu insusirile caracteristice locului de origine, in alte regiuni geografice, imprimand acestora trasaturile respective in evolutia vremii.

1.1. Clasificarea maselor de aer

Se face dupa urmatoarele criterii: termic, termodinamic, geografic.

1.1.1. Criteriul termic

Dupa temperatura masele de aer se impart in: mase de aer cald si mase de aer rece. Masele de aer se incalzesc si se racesc datorita suprafetei terestre care poate fi mai rece sau mai calda, dupa bilantul termic, care poate fi pozitiv sau negativ, imprimandu-le astfel, o anumita caracteristica termica. De asemenea, in functie de latitudinea de la care se deplaseaza si de diferenta termica dintre masa de aer noua care o inlocuieste pe cea veche, masele de aer primesc insusirile termice ale regiunii geografice respective.

In practica meteorologica, o masa de aer este considerata calda atunci cand patrunde intr-o regiune geografica si este mai calda decat masa de aer pe care o inlocuieste, iar o masa de aer este rece cand, patrunzand intr-o regiune este mai rece in comparatie cu masa de aer pe care o inlocuieste.

1.1.2. Criteriul termodinamic

Dupa proprietatile termodinamice, masele de aer se impart in: stabile si instabile. In practica meteorologica, pentru a clasifica masele de aer din acest punct de vedere se folosesc mai multe indicii: valoarea gradientului termic vertical, nebulozitatea, felul norilor, caracterul precipitatiilor etc.

O masa de aer este stabila in situatia in care gradientul termic vertical este mai mic decat gradientul adiabatic, neexistand conditii de aparitie a proceselor convective (miscari ascendente) in stratul de aer inferior, nici in orele amiezii, cand acestea ar fi cele mai favorabile. Din aceasta cauza nu se dezvolta norii convectivi cumuliformi, putandu-se forma numai nori stratiformi. In situatia unei umezeli reduse a aerului, cerul poate ramane senin toata ziua, iar variatia celorlalte elemente meteorologice este nesemnificativa. In general, masele de aer stabile sunt cele calde, racirea aerului din imediata apropiere a suprafetei terestre marindu-i stabilitatea. In perioada rece a anului se produc inversiuni de temperatura, se pot dezvolta norii stratiformi din care cad precipitatii slabe sub forma de burnita. In tara noastra, masele de aer stabile sunt aduse prin intermediul circulatiei sud-vestice de cicloni mediteraneene sau prin prelungirea anticiclonului subtropical din nordul Africii.

Masa de aer este considerata instabila cand gradientul termic vertical din stratul de aer inferior este mai mare decat gradientul adiabatic. Sunt favorizate miscarile convective puternice, care ating nivelul de condensare a vaporilor de apa, mai ales daca masa de aer este umeda, se formeaza norii cumuliformi, care se pot transforma in nori de furtuna, Cumulonimbus, din care cad precipitatii sub forma de averse. Masa de aer devine instabila atunci cand aerul rece patrunde intr-o regiune calda, se dezvolta miscarile ascendente convective cu formarea norilor cumuliformi si caderea precipitatiilor.

In masele de aer instabile, evolutia in timpul zilei a elementelor meteorologice prezinta variatii insemnate, iar noaptea timpul este calm si cerul se insenineaza.

1.1.3. Criteriul geografic

Clasificarea maselor de aer dupa acest criteriu se face in functie de regiunea geografica deasupra careia se formeaza masa de aer respective Astfel, exista mase de aer ecuatorial (E), formate in zonele ecuatoriale, mase de aer tropical (T), formate in anticicloni tropicale, mase de aer polar (P), ce provin din regiunile subpolare si temperate si mase de aer arctic (A) si antarctic (aA), formate deasupra bazinului arctic si, respectiv, calotei antarctice.

Dupa natura suprafetei active, apa sau uscat, aceste mase de aer sunt: mase de aer maritim (m) umede si moderate termic si mase de aer continental (c), calde si uscate.

Masele de aer ecuatorial se formeaza in regiunea ecuatoriala, deasupra continentelor si a oceanelor. Aceste mase de aer sunt deplasate prin intermediul alizeelor dintr-o emisfera in cealalta.

Masele de aer tropical continental se formeaza in nordul Africii, Asiei Mici si Arabiei in timpul iernii, iar vara deasupra estului si sud-estului european al Rusiei si Peninsulei Balcanice. In general aceste mase de aer sunt uscate si stabile.

Masele de aer tropical maritim se formeaza in zonele subtropicale ale Oceanelor Atlantic si Pacific, in regiunile Insulelor Azore si Hawaii. Aceste mase de aer au un rol important pentru vestul continentului european, indeosebi cele formate deasupra Insulelor Azore (Anticiclonul Azoric). Cand acest anticiclon se extinde peste Marea Mediterana printr-o dorsala anticiclonica, aerul maritim tropical influenteaza estul si sud-estul Europei, inclusiv tara noastra. Acest aer prezinta un grad ridicat de stabilitate termica in perioada rece a anului. In Romania prezenta acestui tip de mase de aer duce la formarea cetii de advectie, a norilor stratiformi care dau precipitatii slabe cantitativ si se produc dezgheturi, daca invazia lui se produce dupa o perioada geroasa. Vara, acest aer are o mare instabilitate termica, se dezvolta nori convectivi, orajosi, din care cad precipitatii abundente sub forma de averse insotite de vijelii si descarcari electrice.


Masele de aer continental polar (temperat) se formeaza deasupra marilor suprafete de uscat de la latitudinile temperate. Au cea mai mare frecventa in Europa de rasarit si in Siberia. Sunt mase de aer uscat si rece (iarna) si cald (vara). In timpul iernii predomina cerul senin, racirile radiative si geruri puternice. Vara, dau o anumita instabilitate vremii, dupa orele pranzului pot fi averse izolate de ploaie.

Masele de aer maritim polar au initial caracteristici de aer continental deoarece se formeaza deasupra Canadei, apoi prin traversarea Oceanului Atlantic devin cu caracter umed-maritim, la patrunderea in Europa. Vremea este caracterizata prin ierni blande si umede si veri racoroase-umede cu ploi abundente.

Masele de aer continental arctic vin din bazinul Oceanului Arctic si patrund pe continentul euro-asiatic peste Marile Kursk si Barents. Iarna se produc scaderi accentuate ale temperaturii aerului, umezeala este scazuta, transparena aerului si vizibilitatea sunt mari, nebulozitatea si precipitatiile sunt neinsemnate. Vara determina raciri accentuate ale vremii.

Masele de aer maritim arctic se formeaza in bazinul arctic, in anticiclonul de deasupra Groenlandei. Patrund in America si Europa dupa traversarea nordului Oceanului Atlantic, unde se incalzesc, determinand pe teritoriul european o vreme instabila cu ploi sub forma de averse date de nori cu mare dezvoltare verticala. Acest aer patrunde adesea si in Europa Centrala si de Sud-Est, inclusiv Romania, determinand ninsori tarzii de primavara si timpurii de toamna, iar vara, ploi reci si posibile ninsori in zona de munte la altitudini de peste 1800 m.

2. Fronturile atmosferice

Intre masele de aer cu proprietati termice diferite apare o zona de tranzitie, de separatie numita zona frontala, iar intersectia acesteia cu suprafata terestra poarta denumirea de front atmosferic. Aceasta zona de tranzitie poate avea latimi de ordinul sutelor de metri si in cadrul ei au loc schimbari bruste ale caracteristicilor principalelor elemente meteorologice (presiune, temperatura, umiditate, precipitatii, vant etc.), care determina schimbarea vremii. Totalitatea acestor procese meteorologice poarta denumirea de procese frontale, iar cele care dau nastere unui front, frontogeneza.

In practica meteorologica, zona de separatie dintre doua sau mai multe mase de aer apare ca o suprafata, iar frontul atmosferic ca o linie rezultata din intersectia suprafetei frontale cu suprafata terestra.


Suprafata frontala este intotdeauna inclinata catre masa de aer rece din cauza densitatii mari a aerului rece si formeaza cu suprafata orizontala a scoartei terestre un unghi cu valori cuprinse intre 1° si 10° (fig. 71).

60km_

Fig. 71. Structura verticala printr-o zona frontala

Fig. 72. Frontogeneza (a) si frontoliza (b) - izobare; izoterme

Zona frontala poate avea o latime cuprinsa intre 10 km si 30 km, iar in inaltime se extinde peste 1-2 km. La apropierea frontului se produc mari modificari in distributia tuturor elementelor meteorologice si una dintre cele mai importante este schimbarea directiei vantului. Pentru formarea unui front, adica pentru frontogeneza, este necesar ca axul de comprimare AA′ dintre cele doua mase de aer sa fie paralel cu gradientul termic orizontal, sau sa faca cu acesta un unghi sub 45°, contactul termic realizandu-se prin apropierea izotermelor. Pe masura ce contrastul termic slabeste si izotermele se distanteaza se produce fenomenul invers, de destramare a frontului, numit frontoliza (fig. 72).


Aceste doua procese, care depind de repartitia centrilor barici, duc la schimbarea vremii intr-o anumita regiune geografica. Dintre toate formele barice, saua barometrica reprezinta forma ideala pentru frontogeneza, dar si pentru frontoliza.

2.1. Clasificarea fronturilor atmosferice

Se face dupa urmatoarele criterii:

- dupa masa de aer mai activa exista fronturi calde si reci;

-  dupa modul de circulate a aerului in zona frontului sunt anafronturi (aerul are o miscare de alunecare ascendenta pe linia frontului si catafronturi (aerul are o miscare de alunecare descendenta pe suprafata frontala);

-  dupa principalele tipuri geografice de mase de aer pe care le separa: frontul tropical, frontul polar, frontul arctic;

-  dupa numarul de mase de aer pe care le separa: fronturi simple care separa doua mase de aer, fronturi mixte sau ocluse, care separa trei sau mai multe tipuri de mase de aer.

2.1.1. Frontul cald

Reprezinta deplasarea aerului cald spre cel rece, concomitent cu ascensiunea lui si retragerea celui rece (fig. 73). Caracteristica este condensarea vaporilor de apa sub forma norilor stratiformi (Cs, As, Ns). Primii vestitori (cu 2-3 zile inainte) ai aparitiei frontului cald sunt norii Cirrus si Cirrostratus izolati. Dupa acestia, la altitudini mai joase se formeaza norii Altostratus care dau precipitatii slabe ce se evapora rapid in aerul uscat. Urmeaza Nimbostratus la altitudini scazute, cu grosimi mari, care dau precipitatii continui si insemnate cantitativ (ploi mocanesti). Sistemul noros acompaniator al frontului cald poate atinge latimi de pana la 1000 km, iar in inaltime pana la tropopauza.

Vremea, la trecerea frontului cald, este frumoasa, cu presiune ridicata pe parcursul dezvoltarii norilor Cirrus, apoi se schimba prin scaderea lenta si continua a presiunii atmosferice si aparitia si dezvoltarea norilor Cirrostratus care acopera tot cerul, urmati succesiv de Altostratus si Nimbostratus care dau precipitatii, in timpul carora presiunea atmosferica inregistreaza valoarea minima. Dupa trecerea frontului, presiunea devine stationara, vantul se roteste spre dreapta, scade in intensitate si temperatura aerului create treptat. Precipitatiile inceteaza, norii se destrama si timpul devine din nou frumos.


Fig. 73. Frontul cald si vremea generata

2.1.2.  Frontul rece de ordinul I

Apare atunci cand o masa de aer rece patrunde sub o masa de aer cald pe care o inlocuieste prin ridicare brusca pe verticala, determinand miscari convective dinamice puternice, care duc la racirea adiabatica rapida a aerului si formarea norilor de tip Cumulonimbus, din care cad precipitatii sub forma de averse, insemnate cantitativ si insotite de oraje. Viteza de deplasare a frontului rece este mult mai mare decat a celui cald, astfel ca viteza vantului este si ea mai mare, acesta capatand aspect de vijelie. Dupa trecerea partii abrupte a frontului, miscarea de alunecare a aerului este mai lenta, iar dispunerea sistemului noros este inversa frontului cald, plafonul norilor create, trecand de la norii mijlocii catre cei superiori. Precipitatiile devin slabe cantitativ si cu caracter continuu (fig. 74).

2.1.3.   Frontul rece de ordinul II

Se formeaza in situatia in care viteza de deplasare a aerului rece este mai mare decat in cazul frontului rece de ordinul I. Panta frontului este abrupta (peste 90º), astfel incat aerul cald este ridicat violent, se formeaza nori Cumulus congestus si Cumulonimbus pana la altitudini foarte mari din care cad precipitatii puternice sub forma de averse si vant in rafale, atat pe linia frontului cat si in fata lui, dar pe o durata scurta de 3-6 ore. Ploile sunt insotite de vijelii si fenomene orajoase (fig. 75). Vremea in fata frontului este deosebit de calda, dar cu presiune scazuta, care scade brusc la trecerea liniei frontului. Dupa trecerea acestuia, presiunea atmosferica create rapid insotita de o scadere a temperaturii aerului si instalarea aerului rece.

Fig. 74. Frontul rece de ordinul I si vremea generata

Fig. 75. Frontul rece de ordinul II si vremea generata


2.1.4. Fronturile ocluse sau mixte

Rezulta din unirea unui front rece cu unul cald si se formeaza in procesul de dezvoltare a ciclonilor, atunci cand frontul rece aflat in spatele celui cald se deplaseaza mai rapid contopindu-se cu el. In astfel de situatii, aerul rece din spatele frontului se uneste cu aerul rece din fata frontului cald, iar aerul cald dintre ele se ridica (fig. 76). Acest proces are loc in partea centrala a unei depresiuni (ciclon), cand aerul rece din spatele frontului rece se uneste cu aerul cald din fata frontului cald. Vremea, la trecerea unui front oclus, este mohorata, cu nebulozitate ridicata formata din nori de diferite tipuri. Baza norilor este joasa (100-200 m iarna). In functie de temperatura aerului rece din fata si spatele frontului exista trei tipuri de fronturi ocluse: neutru, cald si rece.

Fig. 76. Formarea frontului oclus Sursa: Mahara, 2001

Frontul oclus cu caracter neutru se formeaza atunci cand masele de aer care se intalnesc nu au contraste mari de temperatura. Toate fenomenele legate de aspectul vremii dispar treptat predominarea aerului descendent duce la risipirea norilor si la aparitia unei zone de inversiune termica (fig. 77).

Frontul oclus cu caracter cald se formeaza in situatia in care masa de aer rece care se deplaseaza in spatele frontului rece este mai calda decat masa de aer rece din fata frontului cald. In acest tip de front sunt prezente trei tipuri de sisteme noroase: al fostului front cald, al frontului rece si al frontului cald inferior (fig. 78). Precipitatiile sunt continue, dar reduse cantitativ; primavara si toamna predomina burnitele. In general, acest tip de fronturi sunt specifice perioadei reci a anului.


Fig. 77. Aspectul vremii la trecerea frontului oclus cu caracter neutru Sursa: Stoica si Cristea, 1971

Fig. 78. Aspectul vremii la trecerea frontului oclus cu caracter cald Sursa: Stoica si Cristea, 1971

Frontul oclus cu caracter rece apare, indeosebi, deasupra continentului european in perioada calda a anului. Aerul rece din fata frontului se incalzeste deasupra uscatului, temperatura lui fiind aproape identica cu a aerului cald transportat la inaltime. Pe frontul rece inferior apare un sistem noros specific frontului rece, precipitatiile continue se transforma sub forma de averse ce cad din nori Cumulonimbus, viteza vantului create, iar directia lui se schimba (fig. 79). Masele de aer umed oceanic care patrund in spatele frontului rece determina un grad ridicat de instabilitate a vremii, cu ploi si oraje.

Fig. 7 Aspectul vremii la trecerea frontului oclus cu caracter rece Sursa: Stoica si Cristea, 1971

3. Ciclonii si anticiclonii

Aspectul si evolutia vremii sunt strans legate de deplasarea maselor de aer prin intermediul ciclonilor si anticiclonilor mobili, care prezinta cea mai intensa activitate in zona temperata.

3.1. Geneza ciclonilor si anticiclonilor

Problema ciclogenezei si anticiclogenezei are o importanta deosebita in prognoza vremii, deoarece aparitia, dezvoltarea si stingerea acestor formatii barice implica participarea maselor de aer si a fronturilor atmosferice, care prin natura si interactiunea lor determina aspectul vremii deasupra unei regiuni geografice. Exista doua teorii importante referitoare la geneza acestor formatiuni barice: termicd si a undelor frontale.


3.1.1. Teoria termica a ciclogenezei si anticiclogenezei

A aparut in a doua jumatate a secolului al XIX-lea si, desi bazata pe legi fizice, nu a rezistat teoriilor urmatoare. Ea are la baza procesele de incalzire si racire a aerului deasupra diverselor regiuni geografice. Aerul, prin incalzire, devine mai usor, se ridica, iar locul lui este luat de aerul rece din zona invecinata. Aerul cald, prin ascensiune, este supus mai multor forte: de abatere, de frecare, centrifuga. Astfel, in stratul inferior aerul se misca in sensul invers acelor de ceas, deci ciclonic, de la periferie spre centru, iar in straturile superioare miscarea aerului este divergenta, de coborare a aerului rece care ia locul aerului cald, deci anticiclonic.

3.1.2. Teoria undelor frontale

A fost emisa de scoala norvegiana de meteorologie prin Bjerknes si Solberg in anul 1920. Conform acestei teorii, de-a lungul fronturilor atmosferice principale ce despart mase de aer clasificate pe criteriul geografic (aer rece polar si aer cald subtropical), la latitudinile medii, pe distante de mii de km, apar miscari permanente (perturbatii) ondulatorii care deformeaza frontul. Aceste deformari penduleaza catre partea aerului rece a frontului sau catre partea aerului cald, frontul luand caracterul specific masei de aer respectiva. Amplitudinea miscarilor ondulatorii este foarte mare, unda capatand un caracter de instabilitate, iar in campul baric perturbatia ia aspectul de vartej (fig. 80), treptat apare stadiul incipient al unui ciclon, acesta se dezvolta si apoi se stinge (fig. 81).



Fig. 80. Distributia curentilor aerieni in procesele de ciclogeneza si anticiclogeneza dupa teoria termica. Sursa: Stoica si Cristea, 1971



Fig. 81. Procesul de ciclogeneza dupa teoria ondulatorie Bjerknes-Solberg

Fig. 82. Familii de cicloni mobili separate de un anticiclon mobil polar

In timp ce pe unda frontala apare un ciclon, in spatele acestuia se formeaza o alta unda din care va evolua un alt ciclon etc., formandu-se familii de cicloni, primul se numeste ciclonul principal, ceilalti, secundari (fig. 82). In acest mod iau nastere familiile de cicloni mobili extratropicali care influenteaza aspectul vremii in Europa. Acest proces se poate vedea foarte des pe hartile sinoptice (fig. 83).


Fig. 83. Stadii de evolutie a ciclonilor (depresiuni barice) deasupra Europei Sursa: Stoica si Cristea, 1971

3.1.3. Teoria advectivo-dinamicd

Deoarece teoria undelor frontale nu poate explica formarea anticiclonilor care urmeaza unei familii de cicloni, in scoala meteorologica rusa a aparut o noua teorie a ciclogenezei si anticiclogenezei numita teoria advectiva-dinamica. Prin aceasta teorie, formarea ciclonilor si anticiclonilor ar fi cauzata de actiunea reciproca a advectiei si dinamicii, variatiile barice ale frontului sunt cauzate de miscarile aerului si nu datorita undei frontale.

3.1.4. Teoria turbionard

Aceasta teorie evidentiaza corelatiile dintre stadiile de formare ale ciclonilor si anticiclonilor cu deformarile campurilor termo-barice la diferite inaltimi in atmosfera. Esenta acestei metode consta in existenta miscarii turbionare (de rotatie in jurul axei) a particulelor de aer, alaturi de miscarea laminara si cvasiorizontala. Prin deplasarea turbionara a aerului, structura campului de presiune se modifica permanent in functie de forma liniilor de curenti de aer si de evolutia turbioanelor.

Europa vestica este traversata anual, in medie, de 60-70 familii de cicloni mobili, cu viteze care pot ajunge pana la 80-100 km/ora, ce inainteaza dinspre Oceanul Atlantic spre Marea Mediterana (cicloni cu deplasare normala). Intre aceste familii de cicloni, care dau o vreme inchisa cu precipitatii, apar anticiclonii mobili care se deplaseaza o data cu ei si care determina cer senin si vreme racoroasa.

3.2. Ciclonii

Ciclonul este o regiune din campul baric in care presiunea scade de la periferie spre centru, unde poate avea valori minime de 1000-970 mb. Aerul se deplaseaza in sensul invers acelor de ceas si curentii de aer sunt convergent in straturile inferioare. In mod frecvent, diametrul unui ciclon este de 1000 km, iar suprafetele pe care se pot dezvolta pot atinge, in diametru, peste 3000 km.

3.2.1. Ciclonul tanar mobil si aspectul vremii

Cand este cel mai bine dezvoltat, in stadiul de tinerete, ciclonul este alcatuit dintr-un sector de aer cald care patrunde in interiorul aerului rece sub forma unei limbi. Pe partea anterioara se formeaza frontul cald, iar pe cea posterioara frontul rece de ordinul II care se deplaseaza foarte rapid (fig. 84). Fronturile se intalnesc in punctul de convergenta al curentilor, unde presiunea este cea mai scazuta, numit cioc de furtuna. La trecerea unui ciclon tanar aspectul vremii inregistreaza trei faze de evolutie: trecerea frontului cald, trecerea sectorului cu aer cald si trecerea frontului rece.

Frontul cald este anticipat de prezenta vantului de sud-est si sud si acoperirea treptata a cerului cu nori in urmatoarea ordine: Cirus, Cirrostratus, Altostratus, Nimbostratus. Incep precipitatiile linistite pe o suprafata mare, presiunea este in scadere continua, iar temperatura create. Dupa trecerea frontului cald, in sectorul cu aer cald care urmeaza, precipitatiile inceteaza, cerul se insenineaza treptat, in timp ce presiunea se mentine scazuta, iar temperatura ridicata.


Fig. 84. Sectiune verticala printr-un ciclon temperat in emisfera nordica. FP-front polar; FR-front rece; FC-front cald

Aparitia frontului rece este anuntata cu o anticipate de 4-6 ore de norii Cirrostratus si Altostratus. Apropierea norilor Cumulonimbus este insotita de averse de ploaie cu grindina si descarcari electrice. Zona de precipitatii este ingusta, iar presiunea scade brusc (pe barograma apare o denivelare numita ciocul de furtuna). Dupa trecerea frontului rece, vantul bate in rafale din directia vest si nord-vest, presiunea create in timp ce temperatura scade, precipitatiile inceteaza si apar norii Altocumulus care se destrama treptat. Vremea este rece si senina, indeosebi iarna. Vara, aerul rece din spatele frontului se incalzeste in timpul zilei si se pot forma nori de tip Cumulus, noaptea cerul fiind senin si temperatura scazuta, astfel ca amplitudinea termica diurna este mare.

3.2.2. Ciclonii cu deplasare retrograda

In afara de ciclonii cu deplasare normala V-E sau SV-NE, exista si cicloni cu deplasare retrograda, inversa directiei normale. Apar in situatia intalnirii a doua mase de aer cu contraste termice foarte mari, prin rotirea fronturilor cu aproximativ 180º si schimbarea directiei normale vest-est cu cea opusa est-vest datorita impingerii puternice a aerului rece cu viteza mare.

Miscarea retrograda este favorizata de prezenta unui baraj orografic, cum sunt, de exemplu, Carpatii in tara noastra (Bordei, 1988). Rolul acestui tip de cicloni in prognoza vremii este foarte important si ei au fost intens studiati de meteorologii romani (A. Doneaud, N. Besleaga, N. Ioan- Bordei ). A. Doneaud a pus in evidenta, pentru perioada 1950-1951, existenta in Europa a unui numar de 14 cicloni retrograzi pe an (Doneaud, 1966).

3.3. Anticiclonii

Fig. 85. Structura orizontala a unui anticiclon


Anticiclonul este o forma barica cu presiune ridicata in centrul lui (valorile maxime pot depasi 1035 mb.) si gradienti barici orizontali foarte mici. Curentii de aer sunt divergenti in plan orizontal (fig. 85), iar in sens vertical miscarile aerului sunt descendente, ce determina incalzirea adiabatica a aerului si aparitia inversiunilor termice. Divergenta vanturilor la suprafata terestra determina absenta fronturilor atmosferice, cu exceptia periferiilor anticiclonilor.


3.3.1. Anticiclonii mobili polari

Anticiclonii, si mai ales, cei mobili polari, au un rol important in dinamica aerului si circulatia meridianala a acestuia dinspre latitudinile inalte spre cele joase. In 1996, M. Leroux si-a fundamentat teoria referitoare la circulatia aerului troposferic pe existenta si transportul aerului rece polar prin intermediul acestor anticicloni mobili polari (AMP.)3.

Un anticiclon mobil polar se formeaza in regiunile polare (Arctica, Antarctica, Alaska, Groenlanda, Siberia), cu temperaturi foarte scazute si presiunea aerului foarte ridicata. In aceste conditii se formeaza regiuni vaste anticiclonice cu aer foarte rece, care se deplaseaza constant spre regiunile temperate datorita cresterii masei de aer racite, coroborate cu forta centrifuga ce se dezvolta din miscarea de rotatie a planetei. Dislocarea unui A.M.P. duce la aparitia unei depresiuni barice, care va atragea aerul cald dinspre latitudinile joase. In regiunile polare, aerul se raceste puternic si genereaza un nou A.M.P. Se formeaza, astfel, un transfer meridional continuu de aer cald spre poli si aer rece in sens invers. Un anticiclon mobil polar se formeaza la 1,1 zile, in tot cursul anului, cu o medie anuala de 329 de A.M.P.-uri. Vara, traiectoriile lor sunt mai slabe in comparatie cu cele din timpul iernii, cand inainteaza puternic in regiunile tropicale.

3.3.2. Aspectul vremii in anticiclon

Vremea in regim anticiclonic se caracterizeaza prin mare stabilitate termo-barica, cerul este senin, cu precipitatii inexistente sau slabe cantitativ, perioade de secete cu diferite durate si intensitati, cu temperaturi foarte scazute iarna si foarte ridicate vara, deci cu amplitudini termice anuale mari. Viteza vantului este slaba, de obicei, predomina calmul atmosferic.

In timpul verii, in urma racirii radiative nocturne, se poate forma ceata de radiatie, care dispare treptat o data cu aparitia Soarelui. De asemenea, incalzirea puternica a aerului in timpul zilei duce la aparitia convectiei termice slabe si formarea norilor Cumulus de timp frumos (Cumulus humilis). In partea sudica a anticiclonului vremea este secetoasa in timpul verii, cand activitatea de ciclogeneza din Marea Mediterana este slaba.


In timpul iernii se pot produce inversiuni de temperatura. La suprafata solului racit, mai ales in prezenta stratului de zapada, se inregistreaza temperaturi foarte scazute, zile geroase consecutive, in care temperatura aerului poate cobori la valori de -25°C…-30°C si chiar mai jos, indeosebi in depresiunile intramontane si in vaile adanci, in timp ce la inaltime, pe culmile muntilor, aerul este mai cald.

In partea anterioara a anticiclonului, in regiunile geografice aflate sub influenta acestuia, vremea este rece, iarna geroasa, cu ninsori intermitente, vara este instabila si racoroasa, cu ploi ce pot avea caracter de aversa, specifice frontului rece al ciclonului.

In sectorul sudic al anticiclonului, vremea este inchisa cu precipitatii abundente, deseori cu ninsori viscolite, cand Marea Mediterana este activa din punct de vedere ciclogenetic.

In spatele anticiclonului, vremea este influentata de frontul cald al depresiunii care inainteaza. In consecinta, vremea va fi mohorata cu precipitatii slabe cantitativ, dar de durata (ploi mocanesti).

 4. Prognoza meteorologica

Se mai numeste si prevederea vremii sau timpului si reprezinta scopul principal al activitatii in meteorologie, cu grad mare de aplicabilitate practicd.

Prognoza vremii inseamna, de fapt, o anticipare pentru un anumit interval de timp (3-6 ore-know casting, 3,5,7,10 zile), a evolutiei conditiilor meteorologice intr-o regiune geografica oarecare. Ea se realizeaza in urma interactiunii unor factori avand la baza observatiile meteorologice vizuale si instrumentale efectuate la statiile meteorologice din reteaua nationala (in Romania, in prezent 160, din care 80 automatizate) la aceleasi ore de observatie, conform normelor O.M.M., transmise prin telefon, radio, teleimprimatoare, retea de computere etc., la serviciile sau filiale teritoriale (in numar de 7) si cel central, Administratia Nationala de Meteorologie. Pe baza acestor date se intocmesc hartile sinoptice de baza, pe care sunt inscrise, in dreptul fiecarei statii sinoptice, datele codificate ale parametrilor meteorologici masurati. Fiecare centru national selecteaza datele primite si le transmite prin radio-telegrafie sau teletip centrelor subregionale. Pentru Europa aceste centre subregionale sunt: Paris, Stockolm, Bracknell, Moscova, Roma, Offenbach, Praga. De aici, mesajele sunt transmise si receptionate prin radio si radioteletip (R.T.T.) de serviciile de prognoza din Europa.



Fig. 86. Harta sinoptica la sol deasupra Europei in data de 22.I.2004

ora 00 UTC. H – presiune ridicata; L – presiune scazuta.

Sursa: Meteo France

Fig. 87. Harta sinoptica din ziua de 10.04. 1965-00h TMG



In scopul asigurarii transmiterii la anumite ore a informatiilor meteorologice, fiecare serviciu national de prognoza a vremii este conectat la re I eaua internationala de teleimprimare din Europa (R.I.T.M.E.). n urma modernizarilor efectuate, actualmente, transmiterea hartilor sinoptice si a buletinelor meteorologice se realizeaza prin intermediul dispozitivelor foto-inregistratoare, facsimil fotoinscriptor, toate automatizate si cuplate prin canale de telecomunicatie sau prin radio.

Fig. 88. Harta topografiei barice la 500 mb

Pe baza tuturor acestor date se intocmesc harti sinoptice la sol (fig. 86, 87), harti de variatie a campului baric la sol, harti ale campului de geopotential din altitudine, harti ale topografiei barice la diferite altitudini (fig. 88), harti ale temperaturii aerului la ora 1 si ale precipitatiilor din intreaga Europa la orele 7 si 19 etc.


In prognoza meteorologica, pe langa aceste metode si mijloace se folosesc, din ce in ce mai mult, imaginile obtinute cu ajutorul radarului si satelitilor meteorologici si se utilizeaza calculatoare performante pentru rularea modelelor atmosferice.

4.1. Radarul si prognoza meteorologica

Fig. 8 Reflexia semnalelor radar de la grindina si sol. Sursa: Mahara, 2001


Radarul meteorologic este un aparat prin care se primesc informatii referitoare la pozitia sistemelor noroase, cantitatea de apa potentials a acestora, felul norilor, evolutia fronturilor atmosferice si a sistemelor noroase acompaniatoare, anticiparea formarii si evolutiei fenomenelor de risc meteorologic: grindin rn , oraje, ploi torentiale (fig. 89), perioade de seceta, cicloni tropicali, toade etc. Prin intermediul radarului se poate observa cu precizie o regiune geografica mai mare sau mica, distanta pentru determinari sigure variind in functie de tipul si performanta radarului. In Romania, in ultimii ani, teritoriul geografic al tarii este analizat cu ajutorul radarelor Doppler, cu care au fost utilate centrele meteorologice teritoriale principale: Bucuresti, Craiova, Timisoara, Cluj, Iasi si Constanta. Acest tip de radar, american, poate supraveghea cu precizie regiunea respectiva pe o distanta de 300 km. Datele obtinute zilnic, din ora in ora, sau continuu, sunt transmise centrelor teritoriale de prognoza, Centrului National de Prognoza din Bucuresti, recent modernizat, aeroporturilor, directiilor teritoriale hidro-meteorologice, prin harti radar, mesaje in clar si codificate. Acestea dau informatii asupra inaltimii si directiei de deplasare a norilor, a fenomenelor meteorologice acompaniatoare, a distributiei precipitatiilor pentru anticiparea viiturilor si inundatiilor, a producerii fenomenelor meteorologice periculoase, pentru care se dau avertizari.


Prin intermediul mesajelor codificate, datele sunt transmise pe tot continentul european conform codului stabilit de O.M.M.

4.2. Satelitii gi prognoza meteorologicd

O data cu lansarea in spatiu a satelitilor artificiali ai Pamantului (1957 in U.R.S.S. si 1958 in S.U.A.) a inceput sa se dezvolte o stiinta noua, meteorologia satelitara, care studiaza fenomenele din atmosfera si de la suprafata solului, folosind observatiile efectuate de sateliti meteorologici din spatiul cosmic.

Satelitii meteorologici sunt orbitali si geostationari.

Satelitii orbitali sunt plasati pe orbite circulare la inaltimi cuprinse intre 400 km si 1500 km. Majoritatea satelitilor experimentali sau operationali intra in aceasta categorie. Ei fotografiaza portiuni inguste de teren, inconjurand planeta de 14 ori in 24 de ore.

Satelitii geostationari au pozitii fixe deasupra anumitor zone de pe suprafata terestra, in apropierea ecuatorului geografic, la o inaltime de 36 000 km. Fotografiaza suprafete mari de teren, cuprinse aproximativ intre paralelele de 45°N si 53 S.

Cei mai importanti sateliti meteorologici sunt, in ordinea aparitiei lor: TIROS, NIMBUS, ESSA, ITOS, NOAA, ATS, SMS, GOES (americani), COSMOS, METEOR (sovietici), POOLE si EOLE (francezi), METEOSAT (Agentia spatiala a Europei de Vest), GMS (japonezi) etc.

Prin intermediul satelitilor meteorologici sunt studiate: evolutia formatiunilor noroase (fig. 90), pozitionarea ciclonilor mobili extratropicali (fig. 91), deplasarea ciclonilor tropicali (fig. 92), temperatura si umezeala atmosferica si a solului, componentele bilantului radiativ-caloric al Pamantului, circulatia atmosferica, concentratia gazelor cu efect de sera antropic etc. Acesti sateliti sunt folositi si pentru culegerea si retransmisia datelor meteorologice de la statiile automate cu amplasamente diferite.

Prin intermediul satelitilor geofizici sunt cercetate straturile superioare ale atmosferei cu masuratori referitoare la: gazele componente, temperatura, densitatea, ionizarea, radiatiile cosmice si solare, concentratia de ozon, oxigenul molecular etc.

Imaginile satelitare sunt prelucrate si descifrate in laboratoarele de specialitate, ce apartin institutelor meteorologice, de catre persoane scolite in acest sens. Imaginile astfel obtinute, folosite in prognoza meteorologica,  sunt prezentate  sub forma de  imagini fotografice succesive primite pe fotobanda, obtinand un fotomontaj (in special pentru suprafete continentale sau oceanice, nori, ceata, zapada, gheata) sau sub forma de harti ale norilor (nefoharti).

Fig. 90. Imagine satelitara a formatiunilor noroase care au determinat caderile masive de zapada din 25. 01. 2004 in Romania

4.3. Modele matematice atmosferice si prognoza meteorologica

O prognoza meteorologica, cu un grad ridicat de realizare, nu se poate efectua decat prin colaborarea dintre centrele meteorologice regionale si folosirea unor modele matematice atmosferice performante. In acest sens, in Romania, in urma colaborarii si acordului cu Meteo France, asa cum declara recent (iulie, 2005) Directorul general al A.N.M., dr. Ion Sandu, la emisiunea „Cum va place” de la Postul National de Radio, sunt rulate permanent modele care folosesc ca date de intrare, iesirile modelului Arpège de la Meteo France. Cu cat acestea sunt mai detaliate pentru conditiile Romaniei, cu atat gradul de precizie a prognozelor meteorologice este mai ridicat.


Fig. 91. Imagine satelitara a formatiunilor noroase ale unui ciclon mobil

deasupra Europei

In scopul obtinerii unor rezultate performante in activitatea de prognoza meteorologica pentru Romania a fost nevoie, pe de o parte, de perfectionarea meteorologilor romani in tari cu renume in domeniu, ca Franta, Germania I Anglia, iar pe de alta parte, de investitii in aparatura moderna. n prezent, Centrul National de Prognoza din cadrul A.N.M. este dotat cu calculatoare performante, antene de mare putere pentru receptionarea imaginilor satelitare, iar radarul Doppler este din generatia celor mai noi si performante.

si rezultatele se vad!


Fig. 92.Imagini satelitare (NOAA) succesive ale uraganului Katrina in Oceanul Atlantic si Golful Mexic in anul 2005

Prognozele emise sunt foarte sigure (cu procent ridicat de realizare, peste 75%), precum si avertizarile pentru fenomenele meteorologice periculoase, care s-au produs, din nefericire, in numar impresionant pe teritoriul tarii, cu deosebire ploile torentiale si inundatiile catastrofale din anul 2005.

DISTRIBUIE DOCUMENTUL

Comentarii


Vizualizari: 3702
Importanta: rank

Comenteaza documentul:

Te rugam sa te autentifici sau sa iti faci cont pentru a putea comenta

Creaza cont nou

Distribuie URL

Adauga cod HTML in site

Termeni si conditii de utilizare | Contact
© SCRIGROUP 2014. All rights reserved